A.M.PAŞAYEV, H.İ.QULIYEV, S.H.SƏFƏROV

ATMOSFER PROSESLƏRININ FIZIKI ƏSASLARI

BAKI – 2007

2

Elmi redaktor: Milli Aviasiya Akademiyasının «Hava gəmilərinin uçuş istismarı və aeronaviqasiya» kafedrasının professoru, fizika-

riyaziyyat elmləri doktoru Qaryağdı İsfəndiyar oğlu Səfərəliyev Rəyçilər: Azərbaycan Respublikası Ekologiya və Təbii Sərvətlər Nazir-

liyinin Milli Hidrometeorologiya Departamentinin Hidrome-teorologiya Elmi-Tədqiqat İnstitutunun direktoru, coğrafiya elmləri doktoru, professor R.N.Mahmudov

Azərbaycan Respublikası Ekologiya və Təbii Sərvətlər Na-zirliyinin Milli Hidrometeorologiya Departamentinin Hidro-meteorologiya Elmi-Tədqiqat İnstitutunun elmi məs-ləhətçisi, Beynəlxalq Eko-akademiyasının coğrafiya dok-toru, professor A.Ə.Kərimov

A.M.Paşayev, H.İ.Quliyev, S.H.Səfərov. Atmosfer proseslərinin fiziki əsasları. Bakı, «Nafta-Press», 2007, 417 səh.

ISBN 978 – 9952 – 437 – 0508

P)(2007071

11802020000 − Qrifli nəşr

© «Nafta-Press» nəşriyyatı, 2007

3

GIRIŞ

Azərbaycan Respublikası müstəqilliyini bərpa etdikdən

sonra ölkə iqtisadiyyatının vacib tərkib hissəsi olan mülki aviasiya sahəsi sürətlə inkişaf etməyə başladı. Sahənin kadr təminatı problemlərini həll etmək üçün ölkədə bu istiqamətdə yeganə ali təhsil müəssisəsi olan Milli Aviasiya Akademiyası yaradıldı.

Yaradılmasının ilk illərində burada bir çox böyük problemlər mövcud idi. Tədris otaqlarının çatışmaması, metodiki bazanın olmaması, kafedra və laboratoiyaların təşkili, tədris planlarının yenidən işlənməsi, fənlər üzrə işçi proqramlarının hazırlanması və s. kimi çoxsaylı məsələləri həll etmək lazım idi. Artıq sadalanan bu problemlər həll olunmuş, Akademiyada təhsilin keyfiyyətini yaxşılaşdır-maq, dünya standartları səviyyəsinə çatdırmaq üçün mü-vafiq tədbirlər həyata keçirilmiş, aviasiyada xüsusilə tələb olunan tədris-təlim auditoriya və laboratoriyaları yaradılmışdır.

Yüksək ixtisaslı kadr hazırlanması üçün milli dildə ədəbiyyatın olmaması bu problemlərdən biridir. Akademi-yanın tələbələri üçün digər fənlərlə yanaşı, atmosferin fizi-kasının tərkib hissəsi olan müasir meteorologiya elminin əldə etdiyi nəzəri və praktiki biliklərə əsaslanan dərsliklərin hazırlanması da görülən tədbirlərin mühüm tərkib his-sələrindəndir.

4

Aviasiya uçuşlarının təhlükəsizliyinin təminatında müxtəlif meteoroloji proseslərin nəzərə alınması çox böyük əhəmiyyət kəsb edir. Atmosferin fiziki xassələri və atmos-fer hadisələri təyyarələrin idarə edilməsinə güclü təsir göstərir, bir çox hallarda isə təhlükəsizlik nöqteyi-nəzərdən uçuşların mümkünlüyünü və ya qeyri-mümkünlüyünü təyin edir. Ona görə uçuşlar hazırlanarkən və həyata keçirilərkən meteoroloji şərait mütləq nəzərə alınmalıdır və bu hal mülki aviasiyanın əsas rəhbər sənədlərində öz əksini tap-mışdır. Bu sənədlərə görə mülki aviasiya təyyarələrinin heç bir uçuşu havanın faktiki və gözlənilən vəziyyəti barədə məsləhətləşmələr aparılmadan həyata keçirilmir.

Elmi-texniki tərəqqinin sürətlə inkişaf etməsi nəticə-sində aviasiya texnikasının imkanlarının artmasına baxma-yaraq, onlara dağıdıcı təsir edən atmosfer hərəkətlərinin enerjisi eyni olaraq qalır. Yüksək sürətli təyyarələrin uçuşları nəticəsində buludlarda əvvəllər müşahidə olunma-yan süni tufan cərəyanının əmələ gəlməsinə şərait yaranır. Müasir hava gəmiləri atmosferin daha yüksək qatlarında uçmaqla tez-tez böyük sürətə və güclü turbulentliyə (burul-ğanlığa) malik şırnaq axınlarına düşürlər. Buzlaşmaya və elektrikləşməyə qarşı elmin və texnikanın son nailiyyətlərinə əsaslanan mübarizə vasitələri ilə təmin ol-unmuş müasir avialaynerlər buludlarda daha güclü elektrik ionları ilə yüklənir və beləliklə, ildırım vurma ehtimalının artmasına şərait yaranır. Eyni zamanda, bu laynerlərdə buzbağlamaya qarşı mübarizə sistemlərinin olmasına bax-

5

mayaraq, belə hadisə baş verir və onların aerodinamik keyfiyyətlərinin pisləşməsinə səbəb olur.

Müasir avialaynerlərin istənilən hava şəraitində uçması üstünlüyünə baxmayaraq, onların yerə enməsi prosesləri təyyarəçi tərəfindən həyata keçirilməlidir və bu vaxt o, enmə zolağını mütləq görməlidir. Beləliklə, uçuş-enmə zolaqlarının dumanla örtülməsi əlavə çətinliklər yaradır, təyyarələrin ölçü və sürətlərinin getdikcə artması qəza təhlükəsinin çox böyük ehtimalla artmasını şərtləndirir. Məsələn, 1977-ci ildə Kanar adalarındakı aeroportda əmələ gələn duman iki avialaynerin toqquşmasına səbəb olmuş, nəticədə 811 nəfər həlak olmuşdur.

Mülki aviasiyanın fəaliyyətinin meteoroloji təminatın-da təyyarələrin uçuş - eniş məntəqələrində, həmçinin onların hərəkət marşurutunda havanın proqnozunun hazır-lanması xüsusi əhəmiyyət kəsb edir. Ümumiyyətlə, havanın proqnozunun nəzəri əsaslarının işlənməsi və praktiki məsələlərin həlli atmosferin fizikası elminin vacib qolların-dan olan meteorologiya, sinoptiki meteorologiya və atmos-ferin ümumi sirkulyasiyası sahələrində öz əksini tapmışdır.

Beləliklə, meteoroloji amillərin aviasiyanın fəaliyyə-tinə təsirinin öyrənilməsi, uçuşların meteoroloji təminatının nəzəri əsaslarının və praktiki məsələlərinin işlənməsi at-mosferin fizikası elminin əsas tərkib hissələrindən biridir.

Yuxarıda göstərilən bu və digər problemlər və onların həlli yollarının bu dərslikdə verilməsi atmosferin fizikası elmində əldə olunmuş ən son elmi nəticələrə və atmosferdə

6

baş verən fiziki proseslərin riyazi modelləşdirilməsi üsu-lunun xüsusiyyətlərinə əsaslanmışdır.

Digər tərəfdən, baxılan problemlərin araşdırılması vaxtı, müəlliflər meteorologiyanın digər sahələrində istifadə olunan məlumatlardan minimum səviyyədə istifadə etmişlər.

Dərsliyin strukturunun və məzmununun hazırlanması «Ümumi meteorlogiya kursu –Atmosferin fizikası», «Si-noptik meteorologiya», «Meteorologiya və iqlimşünaslıq», «Atmosfer proseslərinə təsiretmənin fiziki əsasları (Atmos-ferin eksperimental fizikası)», Aerologiya (Sərbəst atmos-ferin fizikası)», «Aviasiya meteorologiyası», «Atmosferin ümumi sirkulyasiyası və iqlim nəzəriyyəsi» və «Hava pro-qnozlarının ədədi üsulları və təhlili» kurslarının proqram-larına əsaslanmışdır.

Dərslik 11 fəsildən, 75 paraqrafdan ibarətdir. Dərslik Milli Aviasiya Akademiyasının müvafiq ixtisas

tələbələri üçün hazırlanmışdır. O, çox geniş məlumatlı olduğuna görə, Universitetlərin coğrafiya fakültələrinin yuxarı kurs tələbələri, magistrlər, aspirantlar və digər mütəxəssislər üçün də nəzərdə tutulmuşdur.

7

I FƏSİL ATMOSFER PROSESLƏRININ FIZIKI

ƏSASLARI HAQQINDA ÜMUMI ANLAYIŞ

§1. Meteorologiyanın tədqiqat obyekti olan atmosfer

proseslərinin xüsusiyyətləri Atmosfer – Yer kürəsinin hava örtüyüdür. Bu örtük

qaz və kolloid aşqarların (toz, kristal, damcı) qarışığından ibarətdir.

Atmosferin cari və gələcək vəziyyəti haqqında infor-masiya hər bir ölkənin iqtisadiyyatının müxtəlif sahələrində geniş istifadə olunur. İstifadə olunan meteoroloji informa-siyanın sayına və onun keyfiyyətinə qoyulan tələbə görə birinci yeri aviasiya nəqliyyatı tutur.

Atmosfer proseslərinin öyrənilməsində meteorologiya digər elmlərin müəyyən etdiyi qanunlara əsaslanır. Xüsusilə fizikanın qanunlarından geniş istifadə olunur. At-mosfer prosesləri mürəkkəb xarakterə və müəyyən xüsusiyyətlərə malikdirlər.

Yer atmosferinin xüsusiyyətlərindən biri onun xassələrinin məkan və zamana görə dəyişməsinin qeyri-bircinsliliyidir. Bu, atmosferin yer səthi, kosmik məkan və Günəşlə qarşılıqlı təsirlərinin çox mürəkkəb olması ilə izah edilir. Atmosfer Günəşdən gələn radiasiya hesabına birbaşa az isinir. Günəş radiasiyası əsasən Yer səthi tərəfindən udu-

8

lur. Atmosfer isə başlıca olaraq Yer səthi hesabına isinir. Müxtəlif coğrafi ərazilərdə Yer səthinin qeyri-bircinsliyi və günəş radiasiyası axınlarındakı fərqlər havanın qeyri-bərabər qızmasını şərtləndirir. Bu isə atmosferdə hərəkətin əmələ gəlməsinə, və öz növbəsində istiliyin yenidən pay-lanmasına səbəb olur.

Atmosfer proseslərinin ikinci xüsusiyyəti atmosferdə su buxarının olması ilə əlaqəlidir. Müəyyən şəraitdə su buxarı kondensasiyaya məruz qalır, nəticədə duman və bu-ludlar əmələ gəlir. Buludlar isə öz növbəsində yağıntı, tu-fan, müəyyən optik hadisələr kimi bir çox atmosfer hadisələrinin yaranmasına səbəb olur. Bundan başqa, bu-ludlar atmosferin enerji ehtiyatlarını əhəmiyyətli dərəcədə dəyişir. Belə ki, su buxarının kondensasiyası vaxtı böyük miqdarda istilik ayrılır, buludların yaranması isə Yer səthinə gələn günəş radiasiyasını əhəmiyyətli dərəcədə azaldır və Yerdən şüalanma vaxtı onun itkisini azaldır. Bu xüsusiyyət atmosfer proseslərinin öyrənilməsini çətinləşdirir.

Atmosfer proseslərinin üçüncü xüsusiyyəti onadan ibarətdir ki, hər bir vaxt intervalında onlar Yer kürəsinin bütün ərazisi üzərində inkişaf edirlər. Bu isə atmosferin vəziyyəti üzərində müvafiq müşahidələrin aparılmasını tələb edir.

Atmosfer proseslərinin dördüncü xüsusiyyəti onların müxtəlif miqyaslı olmasıdır. Atmosfer hadisə və proseslərinin miqyası (ölçüləri) bir neçə yüz metrdən bir

9

neçə min kilometrə qədər dəyişə bilər. Əgər bulud və ya-ğıntıların əmələ gəlməsi prosesi də nəzərə alınsa, onda bu miqyası (ölçüləri) 10-6 - 10-7 m-ə qədər azaltmaq lazımdır (damcı nüvələrinin ölçüləri bu həddədir). Ayrı-ayrı bulud sahələri bir neçə on metrdən 100 km-ə qədər, atmosfer cəbhələrinin bulud sistemlərinin, hava kütlələrinin, sik-lonların, antisiklonların ölçüləri isə bir neçə yüz kilometrdən 1000-2000 km-ə qədər dəyişir. Ən böyük ob-yektlərə isə spiralformalı buludlar sistemi, şırnaq axınları və miqyası Yerin radiusu ilə müqayisə oluna bilən uzun dalğalar aiddirlər.

§2. Atmosferdəki fiziki proseslərin tədqiqinin

əsas istiqamətləri Yer kürəsinin, onun litosferinin, hidrosferinin və at-

mosferinin fiziki xassələrini və proseslərini öyrənən elmi fənnlər toplusu geofizika adlanır.

Meteorologiya geofizika elmlərindən biri kimi, atmos-ferin quruluşunu və onun xassələrini, burada baş verən fiziki prosesləri tədqiq edir. Beləliklə, atmosferdə baş verən proseslər meteorologiya elminin tədqiqat obyekti-dir.

Bu proseslər Yer kürəsinin qazformalı örtüyünün fiziki vəziyyəti – ilk əvvəl onun istilik vəziyyəti, elastikliyi, di-namikliyi ilə müəyyən olunur, məkan və zamana görə də-yişir. Meteoroloji tədqiqatlar son nəticədə fiziki

10

tədqiqatlardır. Beləliklə, meteorologiya elminin vəzifəsi atmosferdə

baş verən fiziki hadisələri və prosesləri, yəni böyük yük-səkliklərə qədər atmosferin tərkibini və quruluşunu, müxtəlif hündürlüklərdə temperatur, rütubətlik, külək və havanın təzyiq rejimini, hava axınlarını, buludluluğu, bu-rada gedən proseslər arasındakı əlaqələrin fiziki mexanizm-lərini tədqiq etmək və atmosferin gələcək vəziyyətinin pro-qnozunu verməkdir.

Meteorologiyanın nəzəri əsaslarını atmosferə tətbiqi nöqteyi-nəzərdən yazılmış fizikanın və kimyanın ümumi qanunları təşkil edir.

Bu mənada atmosfer proseslərinin fiziki əsaslarının öyrənilməsi meteorologiya elminin əsas məqsədlərindən biridir.

Meteorologiyanı atmosfer proseslərinin ayrı-ayrı xas-sələrini və xüsusiyyətlərini öyrənən, müxtəlif tədqiqat üsul-larına malik və bir-biri ilə sıx əlaqəsi olan bir sıra bölməyə ayırmaq olar: sinoptik meteorologiya, dinamik meteo-rologiya, makrometeorologiya, aktinometriya, aer-ologiya, atmosfer elektrikliyi, atmosfer optikası və s.

Meteorologiya elminin iqlim proseslərini öyrənən bölməsi iqlimşünaslıq fənni kimi formalaşmışdır və demək olar ki, coğrafiya elmləri sırasına daxildir.

Bununla bərabər, aeronomiya bölməsi də sərbəst fənn kimi meteorologiyadan ayrılmışdır.

Meteoroloji xidmət üsullarının xüsusiyyətləri

11

prinsipinə görə aviasiya meteorologiyası, kənd təsərrüfatı meteorologiyası, peyk meteorologiyası, ra-diolokasiya meteorologiyası, tibbi meteorologiya, kos-mik meteorologiya, atmosfer proseslərinə təsiretmənin fiziki əsasları və s. sərbəst tətbiqi bölmələr formalaşmış-dır.

Sinoptik meteorologiya – havanın xarakterini və onun dəyişmələrini şərtləndirən atmosferdəki fiziki prosesləri öyrənir. Onun əsas məqsədi – havanın qısa və uzunmüddətli proqnozunu hazırlamaqdır. Havanın qısamüddətli proqnozlarının verilməsi məqsədilə hava kütlələrinin, atmosfer cəbhələrinin, siklon və antisiklonların yerdəyişmələri və təkamülləri öyrənilməlidir. Havanın uzunmüddətli proqnozlarının verilməsi məqsədilə makroproseslərin, yəni materiklərin və okeanların böyük hissələri ilə müqayisə oluna bilən, böyük coğrafi məkanı əhatə edən iri atmosfer proseslərinin inkişaf qanunauy-ğunluqlarını öyrənmək lazımdır. Hər iki halda sinoptik üsuldan istifadə olunmasına baxmayaraq, öyrənilən proseslərin zaman və məkana görə miqyasları müxtəlifdir.

Hava nəqliyyatının meteoroloji təminatının həyata keçirilməsində bu fənnin əsas vəzifələrinə aerosinoptik ma-terialların toplanması, onların təhlili, sinoptik proseslərin öyrənilməsi və onların təhlili, hava proqnozlarının sinoptik üsullarının işlənməsi və müxtəlif təyinatlı proqnozların hazırlanması, uçuşlar üçün təhlükəli atmosfer hadisələrinin

12

proqnozlarının, hava xəritələrinin tərtib edilməsi və digər müvafiq tövsiyələrin işlənməsi aiddir.

Makrometeorologiya - atmosferin ümumi sirkulya-siysının fiziki təbiəti haqqında elmdir və onun məqsədi ümumi sirkulyasiyanın inkişaf qanunauyğunluqlarını aşkar etmək, bu əsaslarla sirkulyasiyanın xarakterinin təyin edilməsi və onunla əlaqəli hava rejiminin və iqlim xüsusiyyətlərinin uzunmüddətli proqnoz üsullarının işlənməsidir. Belə yanaşmada makrometeorologiya atmos-fer makroproseslərinin fiziki təbiəti barədə elmdir. Burada məqsəd - sirkulyasiyanın xarakterinin və müxtəlif coğrafi rayonlarda onunla əlaqəli hava rejiminin uzunmüddətli proqnozu üsullarının işlənməsi üçün onların inkişaf qanun-auyğunluqlarını aşkar etməkdən ibarətdir.

Dinamik meteorologiya - atmosfer hərəkətlərinin və atmosfer enerjisinin bir haldan başqa hala keçməsini hidromexanika və termodinamika qanunlarının tətbiq edilməsi əsasında öyrənən elmdir. Bu fənnin əsas praktiki məsələlərinə atmosfer proseslərinin riyazi modelləşdirilməsi və atmosfer proseslərinin proqnozunun ədədi üsullarının işlənməsi aiddir.

Aerologiya - sərbəst atmosferdə baş verən fiziki hadisələrin və proseslərin öyrənilməsi ilə məşğul olan elm-dir. Bu elm böyük yüksəkliklərə qədər atmosferin tərkibini, quruluşunu, müxtəlif hündürlüklərdə temperatur rejimini, hava axınlarını, buludluğu, həm də burada baş verən proseslər arasındakı əlaqəni öyrənir. Hava nəqliyyatının

13

uçuşlarının təhlükəsizliyinin təmin edilməsində bu elmin rolu danılmazdır.

Aktinometriya - Günəş, atmosfer və Yer səthindən şualanma (radiasiya) haqqında elmdir. Əsas məsələlərinə radiasiyanın müxtəlif növlərinin ölçülməsi, atmosferdə udulması və səpələnməsi qanunauyğunluqlarının, Yer səthinin radiasiya balansının, radiasiyanın müxtəlif növlərinin, albedonun coğrafi paylanmasının öyrənilməsi aiddir.

Atmosfer elektrikliyi – atmosferdə elektrikləşmə hadisələri haqqında elmdir. Atmosferin elektrik sahəsini, ionlaşma hadisələrini, havanın elektrik keçiriciliyini, bulud və yağıntılarda elektrik yüklərini, atmosferdə elektrik cərəyan və boşalmalarını öyrənir.

Atmosfer optikası- havada işığın səpələnməsi, udul-ması, difraksiyası nəticəsində atmosferdə optik hadisələrin əmələ gəlməsi haqqında elmdir.

İqlimşünaslıq - Yer kürəsinin iqlimlərinin formalaş-ması qanunauyğunluqlarını, onların coğrafi paylanmasını, keçmişdə və gələcəkdə dəyişməsini öyrənən elmdir. Hava nəqliyyatının meteoroloji təminatında bu elmin əsas vəzifələrinə müxtəlif coğrafi və iqlim zonalarında uçuşların iqlim şəraitinin öyrənilməsi, Yer kürəsinin müxəlif rayonlarında yerləşən hava limanlarının aviasiya-iqlimi təsviri və s. aiddir.

Aeronomiya (yüksək atmosferin fizikası) – atmos-ferin ən yüksək təbəqələrində fiziki və kimyəvi proseslərin

14

öyrənilməsi haqqında xüsusi elmi fənndir. Ən yüksək təbəqələrdə baş verən proseslərin öyrənilməsi üsulları at-mosferin aşağı təbəqələrinin (30-40 km) tədqiqi üçün istifadə olunan üsullardan əhəmiyyətli dərəcədə fərqlənir. Lakin, Yer maqnitliliyinin öyrənilməsi üsulları ilə sıx əlaqəlidir.

Aviasiya meteorologiyası – meteorologiyanın tətbiqi sahəsi olub uçuşların təhlükəsiz hərəkətinə xidməi edir. Meteoroloji amillərin və atmosfer hadisələrinin aviasiya nəqliyyatının fəaliyyətinə təsirini öyrənən, uçuşların meteo-roloji təminatının nəzəri əsaslarını və praktiki üsullarını işləyib hazırlayan tətbiqi elmi fəndir. Aviasiya meteo-rologiyasının başlıca vəzifəsi qarşılıqlı əlaqədə olan iki su-allar qrupunun həll olunmasında elmi-praktiki biliklərin əldə edilməsidir. Birinci qrupa meteoroloji şəraitin hava nəqliyyatının uçuşlarına təsirinin öyrənilməsi, ikinci qrupa isə – onların təhlükəsizliyinin, müntəzəmliyinin və səmərəliliyinin meteoroloji şərait cəhətdən təmin edilməsi aiddir. Aviasiya texnikası isə atmosferin yuxarı təbəqələrinin öyrənilməsi üçün mühüm bir vasitədir.

Peyk meteorologiyası – planetar miqyaslı atmosfer proseslərinin xüsusi təchiz olunmuş və müəyyən orbitə çıx-arılmış Yerin süni peykləri vasitəsilə tədqiq edilməsi haqqında elmdir. Əsas məqsədi Yerin süni meteoroloji peyklərinin hərəkət dinamikasını və orbit elementlərini, kosmosdan aparılan televizion, infraqırmızı və akti-nometrik müşahidələr əsasında buludluluğun və Yer

15

səthinin alınan fotoşəkillərindən hava proqnozlarının tərtibində və mülki aviasiyada uçuşların meteoroloji təminatında istifadə etməyin metodikasını öyrənməkdir.

Radiolokasiya meteorologiyası – radiotexnikanın bir sahəsidir və elektromaqnit dalğalarının şüalanaraq yağış damcıları, dolu, kristal, qar və onların müxtəlif kombinasiya-larından ibarət olan yağıntı və bulud hissəciklərindən əks olunması xüsusiyyətlərinə əsaslanır. Onların koordinat-larının, hərəkət parametrlərinin müəyyən edilməsi və kəmiyyət xarakteristikalarının hesablanması barədə tətbiqi elmdir. Hava nəqliyyatının təhlükəsizliyinə ciddi xəta yetirə bilən təhlükəli atmosfer hadisələrinin yerlərinin müəyyən edilməsi və onlar barədə əvvəlcədən xəbərdarlıqların hazır-lanmasında vacib əhəmiyyəti vardır.

Kənd təsərrüfatı meteorologiyası - meteoroloji, iqlim və hidroloji proseslərin kənd təsərrüfatı obyektləri və prosesləri ilə qarşılıqlı əlaqə və təsirini öyrənən elmdir.

§ 3. Atmosfer proseslərinin tədqiqi üsulları

Fizika elmində əsas tədqiqat üsulu təcrübə, eksperi-

ment üsuludur. Müəyyən laboratoriya şəraitində nəzarət altında təcrübələr qoymaqla hər hansı bir fiziki hadisəyə təsir edən amilləri dəqiq nəzərə almaq olar. Təbii ki, belə təcrübələrin atmosferin ümumi sirkulyasiyası, siklon və an-tisiklonların inkişafı kimi irimiqyaslı proseslər üçün təşkil edilməsi qeyri-mümkündür. Beləliklə, meteorologiya digər

16

geofizika elmləri kimi başqa tədqiqat vasitələrindən istifadə etməyə məcburdur. Bunlara ilk növbədə təbii şəraitdə baş verən proseslər üzərində fasiləsiz müşahidələrin aparılması aiddir. İnsan atmosfer proseslərini fasiləsiz müşahidə etməklə, təbiət tərəfindən qoyulan çox böyük təcrübələrin şahidi və qeyd edicisidir.

Beləliklə, atmosfer və hava haqqında faktiki məlumatlar müşahidə yolu ilə alınır. Müşahidələrin nəticələrinin təhlili isə öyrənilən atmosfer hadisələri aras-ındakı əlaqələrin səbəblərinin araşdırılması üçün bir vasitədir.

Atmosferdə fiziki proseslərin öyrənilməsində aşağıdakı üsullardan istifadə olunur:

1) Meteorololji müşahidə üsulu – meteoroloji kəmiyyətlərin ölçülməsi və atmosfer hadisələrinin qeydə alınması üsuludur. Meteoroloji kəmiyyətlərə havanın tem-peraturu və rütubətliyi, atmosfer təzyiqi, küləyin sürəti və istiqaməti, buludların miqdarı və hündürlüyü, yağıntıların miqdarı, istilik axınları və s. aiddir. Bunlara atmosferin xassələrini və ya atmosfer proseslərini birbaşa əks etdirməyən, lakin onlarla sıx əlaqəli olan aşağıdakı kəmiyyətləri də aid etmək olar: torpağın və suyun səth qatının temperaturu, buxarlanma, qar örtüyünün hündür-lüyü və vəziyyəti, günəş parlaqlığının davamiyyəti və s. Atmosfer hadisələrinə tufan, çovğun, duman və bir sıra op-tik hadisələr aiddir. Ən tam və dəqiq müşahidələr meteo-roloji və aeroloji rəsədxanalarda aparılır.

17

2) Atmosfer proseslərinin laboratoriya modelləşdiril-məsi –bir sıra atmosfer proseslərinin sadələşdirilmiş şəraitdə müxtəlif laboratoriya qurğularında kiçik miqyasda gedişinin modelləşdirilməsidir. Belə üsul atmosfer hərəkətlərinin ümumi xassələrini təyin etməyə imkan verir.

3) Aeroloji müşahidə üsulu - atmosferin müxtəlif hündürlüklərində meteoroloji elementlərin ədədi qiymətləri barəsində məlumatların toplanması üsuludur. Bu məqsədlə şar-pilot, şar-zond, radio-zond, radio-pilot, sabitsəviyyəli aerostat, xüsusi cihazlarla quraşdırılmış təyyarə, meteo-roloji raket və Yerin süni meteoroloji peyklərindən istifadə olunur.

4) Riyazi statistika üsulu vasitəsilə çoxillik müşahidə məlumatlarının təhlili işləri yerinə yetirilir. Bu üsullar daha geniş iqlimşünaslıqda və hava proqnozlarının hazırlan-masında istifadə olunur. Son dövrlərdə müasir güclü sta-tistika üsullarını tətbiq etməklə atmosferdəki mürəkkəb proseslər arasındakı əlaqələrin daha dəqiq öyrənilməsi istiqamətində böyük tədqiqatlar aparılmışdır.

5) Fiziki-riyazi təhlil üsulu vasitəsilə atmosferdəki fiziki proseslərin öyrənilməsi həyata keçirilir. Belə ki, fiziki proseslərin izahı ancaq fiziki qanunlar vasitəsilə verilə bilər. XX əsrdə bu üsulun köməyi ilə meteoroloji məsələlərin həllində böyük nailiyyətlər əldə olunmuşdur. Məsələn, fizikanın ümumi qanunlarına əsaslanaraq at-mosfer proseslərini təsvir edən differensial tənliklər tərtib

18

olunmuşdur. Bu tənliklər mürəkkəb xarakterə malik olduğu üçün onlar ədədi üsullarla və kömpyüter texnikasının kö-məyilə həll olunur. Bütün bunların nəticəsidir ki, müasir dövrdə qeyri-adi güclü tədqiqat üsulu – atmosfer proseslərinin riyazi modelləşdirilməsi üsulu geniş tətbiq olunmağa başlanmışdır. Bu üsul əsasən havanın ədədi pro-qnozunun hazırlanmasında və iqlim nəzəriyyəsi məsələlərinin həllində çox geniş istifadə olunur. Məhz bu üsul atmosferin və onun okean və Yer səthi ilə qarşılıqlı əlaqələrinin öyrənilməsinin əsas üsullarından biridir.

6) Radiolokasiya üsulu – atmosferdə yağıntıların və buludların, həmçinin təhlükəli atmosfer hadisələrinin yerlərinin, hərəkət istiqamətlərinin, intensivliyinin radiolo-kasiya üsulu ilə təyin edilməsinə əsaslanmışdır.

7) Peyk vasitəsilə müşahidə üsulundan istifadə etməklə Yer kürəsi üzərində buludluq sahəsinin paylan-ması, yerdən kosmosa qayıdan qısadalğalı və uzundalğalı radiasiya axınları barədə televizion informasiyanı almaq olar.

8)Aviasiya (hava) kəşfiyyatı üsulu ilə müəyyən ərazi üzərində verilən vaxt intervalında hava şəraiti üzərində vi-zual və instrumental müşahidə aparmaq mümkündür.

9)Sinoptik üsul dedikdə - sinoptik xəritələrin və di-gər aerosinoptik vasitələrin köməyi ilə atmosfer proseslərinin və hava şəraitinin qarşılıqlı təsir və inkişafının məkana - zamana görə fiziki təhlili üsulu başa düşülür.

10) Makrometeorologiya üsulu vasitəsilə atmosferin

19

ümumi sirkulyasiyasının xarakterinin uzunmüddətli də-yiş-məsinin və bununla əlaqədar olaraq müxtəlif coğrafi ra-yonlarda havanın proqnozunu hazırlamaq mümkündür.

Sinoptik meteorologiyada olduğu kimi, makrometeo-rologiyada da bir çox hallarda sinoptik üsuldan istifadə edilir.

Makrometeorologiya üsulunu sinoptik üsuldan fərq-ləndirən bir sıra xüsusiyyətlər mövcuddur. Bunlara öyrənilən proseslərin zaman və məkana görə müxtəlif miqyasda dəyişməsini aid etmək olar. Məsələn, qısa-müddətli proqnoz üçün ilkin yanaşmada baxılan nisbətən böyük olmayan rayonun cari və bir-iki gün əvvəlki sinoptik və yüksəklik xəritələrinin təhlili ilə kifayətlənmək olursa, uzunmüddətli proqnozlar üçün bunlar azdır. Burada bir neçə günü, həftəni, hətta bir neçə ayı əhatə edən proseslərin təhlili lazımdır.

§ 4. Atmosferin fizikası problemlərinin

tədqiqinin qısa tarixi

Müasir elmi meteorologiyanın əsası XVII əsrdə qo-yulmuş və bu fizika elminin sürətli inkişaf dövrünə təsadüf edir. Meteorologiya elminin ilk məqsədi, meteoroloji amillər üzərində müşahidələrin aparılması üçün müvafiq alət və cihazların hazırlanması olmuşdur. Bu vaxt əsas me-teoroloji cihazlar olan termometr (Qaliley, 1603-cü il), civə barometri (Torriçelli, 1643-cü il) və barometr-aneroid

20

(Leybnis, 1700-cü il) ixtira edilmişdir ki, bunlar da meteo-roloji müşahidə məlumatlarının toplanmasına şərait yarat-mışlar.

Alətlərlə ilk müşahidələr Avropada Qalileyin tələbələri tərəfindən 1654-cü ildə aparılmışdır. XVII əsrin ikinci yarısından başlayaraq Avropanın bir sıra əyalətlərində in-strumental meteoroloji müşahidələr təşkil edilmişdir.

İlk meteoroloji nəzəriyyələr bu dövrə təsadüf edir. Me-teoroloji müşahidə məlumatlarının əldə edilməsi və fizi-kanın əsas qanunlarının kəşfi bir sıra meteoroloji kəmiyyətlərin, ilk növbədə isə havanın təzyiqinin paylan-masının kəmiyyət nəzəriyyəsinin hazırlanması istiqamətində müvafiq tədqiqatların başlanmasına imkan yaratmışdır. Hələ 1648-ci ildə fizik-alim Paskal ayrı-ayrı ölçmələr əsasında təzyiqin hündürlüyə görə azalması fak-tını müəyyənləşdirmişdir. 1685-ci ildə isə fizik-alim Qalley Boyl-Mariott qanunundan istifadə etməklə ilk dəfə olaraq hündürlüyün təzyiqə görə hesablanması düsturunu almışdır.

Meteorologiya elminin inkişafında rus alimi M.V.Lo-monosov böyük rol oynamışdır. O, meteorologiyanın ən başlıca məsələlərindən biri kimi, havanın vəziyyəti barədə məlumatların əvvəlcədən verilməsini, yəni havnın pro-qnozu məsələsini hesab etmişdir. M.V.Lomonosov helikop-terin (aerodinamik maşının) köməyi ilə sərbəst atmosferin tədqiqi ideyasını irəli sürmüş və bir sıra orijinal cihazlar (termometr, universal barometr, anemometr) hazırlamışdır.

Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının sxeminin qurul-

21

ması istiqamətində ilk təşəbbüslər də XVII əsrə aiddir. Bu vaxt əvvəlcə Qalley, sonralar isə Qadley tərəfindən passat sirkulyasiyasının izahı verilmişdir. İlk sinoptik xəritələr isə 1826-cı ildə Almaniyada Brandes tərəfindən hazırlanmış-dır. Bu qeyri-mükəmməl xəritələrdə nə materiklərin kontur-ları, nə də izoxəttlər çəkilməmişdir. Sonralar digər ölkələrdə də epizodik olaraq sinoptik xəritələr hazırlanmış və təkmilləşirilmişdir. Qadleyin passat sirkulyasiyası ideyasının nəzəri əsaslandırılmasını 1856-cı ildə Ferrel həyata keçirmişdir. Bütün Yer kürəsi üçün isə atmosferin ümumi sirkulyasiyasının ilk və sadə empirik sxemi 1854-cü ildə Mori tərəfindən qurulmuş, sonralar yeni faktiki məlumatlar toplandıqca, bu sxem təkmilləşdirilmişdir.

Sərbəst atmosferin fizikasının öyrənilməsində atmo-sferin təbəqəli quruluşa malik olması çox vacib kəşflərdən biri olmuşdur. 30 iyun 1804-cü ildə rus tədqiqatçısı Y.D.Zaxarovun sərbəst aerostatda elmi uçuşu zamanı aparı-lan müşahidələr göstərmişdir ki, havanın temperaturu hər bir kilometr hündürlüyə görə orta hesabla 6° S azalır. 1893-cü ildə fransız meteoroloqu Teysseran de Bor şar-zond vasitəsilə meteoroqrafı 16 km hündürlüyə qədər qaldır-mışdı. Burada alınan nəticələr isə göstərmişdir ki, tempera-turun hündürlüyə görə azalması ancaq 9-10 km-ə qədər baş verir, sonra isə sabit qalır və ya bir qədər artır. Sonrakı təcrübələr göstərmişdir ki, 9-10 km hündürlükdən sonra izotermiya başlayır. Teysseran de Borun nəticələri sonralar Almaniyada Assman, Rusiyada isə M.M.Pomortsev

22

tərəfindən təsdiqlənmişdir. Bu atmosferin təbəqəli struktura (quruluşa) malik olması haqqında ilk böyük elmi kəşf idi.

Bunlarla bərabər, atmosferin tərkibinin öyrənilməsi istiqamətində də geniş tədqiqatlar aparılırdı. Məsələn, Yer kürəsinin müxtəlif hissələrində arqonun miqdarı barədə tədqiqatlar 1903-cü ildə Muasson tərəfindən aparılmışdır.

XIX əsrin ikinci yarısından başlayaraq dinamiki mete-orologiyanın əsası qoyulmuş və atmosfer proseslərinin öyrənilməsi üçün hidromexanika və termodinamika qanunları tətbiq edilmişdir.

XX əsrin əvvəllərindən başlayaraq sərbəst atmosferin fizikası sahəsində müəyyən nailiyyətlər əldə edilmiş və at-mosferin ümumi sirkulyasiyası haqqında faktiki biliklər çox böyük səviyyədə artmış və nəzəri təsəvvürlər dərinləşdirilmişdir. Belə ki, 1899-1902-ci illərdə doluya qarşı mübarizə problemlərinə həsr olunmuş bir sıra bey-nəlxalq elmi tədbirlər keçirilmiş, sonrakı illərdə müəyyən təcrübələr aparılmış, lakin, lazımi nəticələr alınmamışdır. Hava proseslərinə təsiretmə ideyası ətrafında tədqiqatların davamı kimi 1910-cu ildə Britaniyanın tətbiqi biliklər cəmiyyətində havanın elektrikləşməsi barədə məruzə edilmişdi. XX əsrin 20-ci illərinə qədər atmosferin ümumi sirkulyasiyası barədə təsəvvürlərin inkişafı əsasən faktiki məlumatların toplanması vasitəsilə həyata keçirilirdi ki, bunlar da bu və ya digər dərəcədə atmosferin ümumi sirku-lyasiyasının orta çoxillik xarakteristikasını dəqiqləşdirməyə və onun ümumi xüsusiyyətlərini (məsələn, atmosferin

23

hərəkət mərkəzlərini) aşkar etməyə imkan verirdi. Bu dövrdə ayrı-ayrı illərdə və fəsillərdə meteoroloji rejimin və atmosfer sirkulyasiyasının xüsusiyyətlərini əks etdirən əsas meteoroloji elementlərin anomaliyalarının xəritələrinin tərtib olunması geniş yayılmışdı. Ayrı-ayrı tədqiqatçılar atmosferin ümumi sirkulyasiyasının əsas hissələrinin təbiətini öyrənmək üçün Şimal yarımkürəsinin müəyyən əraziləri üçün sinoptik proseslərin tipinə görə qruplaşdırıl-masını həyata keçirməyə çalışırdılar.

Görkəmli rus alimi B.P.Multanovskinin və onun da-vamçılarının bu istiqamətdəki tədqiqatları irəliyə doğru əhəmiyyətli addım olmuşdur. Onların sonrakı fundamental tədqiqatları nəticəsində keçmiş SSRİ-də 1922-ci ildən ba-şlayaraq və dünyada ilk dəfə 8-10 günlük və fəsil üçün mütəmadi olaraq hava proqnozları hazırlanmağa başlan-mışdır.

B.P.Multanovski makroproseslərin yığma və yığma-kinematik xəritələrini öyrənərkən müəyyən etmişdir ki, elə bir vaxt intervalı müşahidə olunur ki, bu dövr ərzində baxı-lan zonanın bir hissəsində siklonların, digər hissəsində isə antisiklonların mərkəzləri cəmləşirlər. Belə vəziyyət 5-7 gün davam edir. Bundan sonra makroproseslərin istiqamətlərinin və barik sahələrin (barik – baros yunanca ağırlıq və ya təzyiq deməkdir) işarəsinin paylanmasının kəskin dəyişməsi baş verir. B.P.Multanovski bu vaxt inter-valını təbii sinoptik dövr (TSD) adlandırmışdır. TSD-nin kəşf olunması hava proqnozunda vacib əhəmiyyət kəsb

24

etməklə bərabər, həm də metodoloji əhəmiyyətə malikdir. Bununla makroproseslərin inkişafında müəyyən qa-nunauyğunluqların olması sübut edilmişdir.

1929-cu ildə Almaniyada Havanın uzunmüddətli proq-nozları İnstitutu təşkil olunmuş və ona Baur rəhbərlik etmiş-dir. Onun tərəfindən makrovəziyyət anlayışı elmə daxil edilmişdir. Makrovəziyyət dedikdə elə makroproses başa düşülür ki, bu dövr ərzində baxılan zonanın troposferi və aşağı stratosferində hava axınlarının və termik qradiyentlərin müəyyən istiqamətdə hərəkətləri müşahidə olunur. Belə vəziyyətin orta davamlığı 5,5 günə, yəni əvvəllər Mul-tanovski tərəfindən tərtib olunan TSD-ün davamiyyətinə yaxın olur.

Şimal yarımkürəsi üçün lazımi keyfiyyətdə sistematik xəritələr olmadığı üçün, Multanovskinin və Baurun tədqiqatları yarımkürənin məhdudlaşdırılmış zonalarına aid olmuşdur.

1930-cu illərdə atmosfer proseslərinə təsiretmə nəzəriyyəsi əhəmiyyətli inkişaf etmiş və atmosferin fizikası sahəsində əhəmiyyətli praktiki nəticələr alınmağa başla-nılmışdır. 1931-ci ildə Hollandiyada birinci dəfə süni yağışın əmələ gəlməsi barədə təcrübələr müsbət nəticə vermişdir. Bu istiqamətdə sonrakı əhəmiyyətli işlər Ru-siyada V.N.Obolenskinin, Bolqarıstanda L.K.Krıstanovun rəhbərlikləri altında aparılmışdır. Birinci dəfə atmosferdə kondensasiya proseslərinin hesablanmasının elmi əsasları işlənmiş, laboratoriya və təbii şəraitdə böyük miqdarda

25

təcrübələr aparılmışdı. Rusiyanın Obninsk şəhərində süni yağıntının alınması problemini öyrənmək üçün ET Eksperimental Meteorologiya İnstitutu yaradılmışdı.

Həmin illərdə atmosferin tərkibinin öyrənilməsi istiqamətində də geniş tədqiqatlar davam etdirilirdi. Yer kürəsinin müxtəlif zonalarında heliumun paylanması 1935-ci ildə Qlyukauf tərəfindən aşkar edilmişdir.

Həmin illərdə (1930-cu illər) Q.Y.Vangengeym tərə-findən atmosferin ümumi sirkulyasiyasının hərtərəfli təd-qiqatları başlanmışdı. O, əvvəllər atmosfer proseslərinin fasiləsiz gedişini elementar sinoptik proseslərə bölmüş, sonralar isə onları atmosfer sirkulyasiyasının üç formasında - qərb (W), şərq (E) və meridional (C) formasında ümumiləşdirmişdi.

Q.Y.Vangengeym bu formaların əmələgəlməsi qanuna-uyğunluqlarını öyrənərək, havanın uzunmüddətli proqnoz-larının makrosirkulyasiya üsulunu işləmişdir ki, bu da pro-qnozların 8-10 gün və hətta 10 ay üçün əvvəlcədən tərtib olunmasına imkan verir.

Rus alimləri A.A.Fridmanın, N.Y.Koçinin, İ.A.Kibe-lin, Y.N.Blinovanın tədqiqatları əsasında atmosferin ümumi sirkulyasiyasının hidrodinamiki nəzəriyyəsi inkişaf etməyə başlanmışdır. Y.N.Blinova bu tədqiqatları davam etdirərək Şimal yarımkürəsi üçün 10-30 sutka əvvəlcədən təzyiq və temperatur sahələrinin proqnozlarının hidrodi-namiki metodunu işləmişdir.

ABŞ-da və İngiltərədə 1939-1940-cı illərə qədər at-

26

mosferin ümumi sirkulyasiyasının və havanın uzunmüd-dətli proqnozları problemlərinin öyrənilməsinin sistematik tədqiqatları aparılmamışdır. O vaxtlar belə bir fikir mövcud idi ki, hətta havanın bir sutka əvvəlcədən də proqnozunun verilməsinin elmi əsasları yoxdur. Uzunmüddətli pro-qnozların tərtib olunması isə qeyri-mümkün hesab edilmiş-dir. Lakin, 1939-cu ildən sonra ABŞ-da geniş və hərtərəfli tədqiqatlara başlanılmış və belə tədqiqatlar əsasən Mas-saçuset Texnologiya İnstitutunda, ABŞ-ın hava bürosunda (Vaşinqton) və Çikaqo Universitetində aparılmışdır.

Bu illərdə, digər xarici alimlər tərəfindən çoxsaylı təd-qiqatlar yerinə yetirilmişdir. Bunlara Petersenin, Flonun, Lembanın, Villetin, Palmerin, Vekslerin, Nemayesin, Minsin və başqalarının tədqiqatlarını aid etmək olar.

Eyni zamanda, keçmiş SSRİ -də atmosferin ümumi sirkulyasiyasının mexanizmlərinin, onun Yer və kosmik mənşəli proseslərlə əlaqələrinin hərtərəfli və geniş təd-qiqatları davam etdirilmişdir. Bu sahədə ən vacib tədqiqatlar Q.Y.Vangengeym, S.P.Xromov, B.L.Dzer-dzeyevski, M.Y.Şvets, M.İ.Budıko, Y.S.Rubinşteyn, V.Y.Vize, M.S.Eygenson, İ.V.Maksimov, L.A.Vitels, O.A.Drozdova, B.P.Alisov, Ə.Ə.Mədətzadə, Ə.M.Şıx-linski və s. tərəfindən aparılmışdır.

Atmosferin fizikası istiqamətində elmi nəticələr öz tətbiqini İkinci Dünya Müharibəsi zamanı tapmışdı. Belə ki, bir sıra hərbi əməliyyatların aparılması üçün havanın lokal idarə edilməsi işləri praktikada tətbiq edilmişdi.

27

Müharibə sona yetdikdən sonra, atmosfer proseslərinə təsir problemləri atmosfer fizikası ilə məşğul olan alimlərin diqqət mərkəzində olmuşdur.

Dünya alimlərinin atmosfer proseslərinə təsiretmə sahəsində çoxillik tədqiqatlarının böyük praktiki nəticələri əldə edilmişdir. Artıq Avropanın və Amerikanın bir sıra hava limanlarında və digər vacib obyektlərində dumanın və aşağı buludların sistematik olaraq süni dağıdılması işləri aparılır. Keçmiş SSRİ ərazisində, o cümlədən Azərbaycanda doluya qarşı çox uğurlu mübarizə sistemi işlənmişdi və praktikada istifadə olunurdu.

Çernobıl Atom Elektrik Stansiyasında (Ukrayna) baş vermiş qəzanın nəticələrini aradan qaldırmaq üçün, radiasi-yanın yüksək təhlükəli konsentrasiyası müşahidə olunduğu dövrlərdə buludların süni üsullarla başqa yerə paylanması işləri aparılmışdır ki, bunlar da böyük su hövzələrinin ra-dioaktiv maddələrlə çirklənməsinin qarşısını almışdır.

Bütün bunlar və digər nailiyyətlər göstərir ki, atmo-sferin fizikasının buludlar və yağıntılarla əlaqədar sahəsi çox sürətlə inkişaf etmişdir. Bu sahədə N.S.Şişkin, A.X.Xrqian, V.N.Obolenski, Y.K.Fyodorov kimi görkəmli alimlər böyük nailiyyətlər əldə etmişlər.

Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının qanunauyğun-luqlarının tədqiq olunması müasir zamanda da davam et-dirilir. Yeni texniki vasitələrdən geniş istifadə olunması bu istiqamətdə aparılan tədqiqatların səmərəliliyini xeyli ar-tırmışdır.

28

Bütün bunlar böyük iqtisadi və sosial səmərəni nəzərdə tutan nəticələr əldə etmək üçün atmosfer proseslərinin idarə edilməsinə və atmosferin vəziyyətinin əvvəlcədən xəbər verilməsinə istiqamətlənmişdir.

29

II FƏSİL YER KÜRƏSININ ATMOSFERI HAQQINDA

ÜMUMI MƏLUMATLAR

§ 5. Atmosferin sərhəddi və qaz tərkibi

Atmosferin yuxarı sərhəd hissəsində havanın olması

müxtəlif növlü fiziki hadisələrin (gümüş buludları, qütb pa-rıltıları və s.) əmələ gəlməsi ilə təsdiqləndiyi üçün, belə növ sərhəddi atmosferin fiziki sərhəddi adlandırmaq qəbul ol-unmuşdur. Bəzi müşahidə məlumatlarına görə onun hün-dürlüyü 1000-1200 km-ə bərabərdir.

Atmosfer sərhəddi dedikdə elə səviyyə qəbul edilmiş-dir ki, burada Yerin fırlanmasının mərkəzəqaçma qüvvəsi Yerin cazibə qüvvəsi ilə bərabərləşir, yəni bu elə səviyyədir ki, buradan yuxarıda hava hissəcikləri Yerin cazibə qüv-vəsinin təsirinə məruz qalmır, Yerin sutkalıq fırlanmasında iştirak etmir və sərbəst olaraq planetlərarası fəzaya uçub gedə bilirlər. Atmosferin belə növlü nəzəri sərhəddinin hündürlüyü bəzi hesablamalara görə ekvator üzərində 42000 km-ə, qütblər üzərində 28000 km-ə, orta hesabla isə 36000 km-ə bərabərdir.

Bu hesablamaların müəyyən maraq kəsb etməsinə bax-mayaraq, alınan rəqəmlər reallıqdan çox uzaqdır. Daha ciddi deyilsə, yəqin ki, atmosferin dəqiq sərhəddi yoxdur, onun tədricən planetlərarası fəzaya keçməsi müşahidə olunur.

30

Bunlardan əlavə, belə yüksəkliklərdə daha çox qaz mühiti kimi atmosfer bir anlayış olaraq öz mənasını itirir, çünki bu-rada aralarında bir neçə min kilometrlik məsafə olan ayrı-ayrı molekullar ola bilər.

Atmosfer hava kütləsinin 99,9%-ə qədəri aşağı 100 km-lik təbəqədə yerləşir. İzotermik atmosferin (0° S tem-peraturda) kütləsinin hündürlüyə görə paylanması göstərmişdir ki, yer səthindən 5,5 km hündürlüyə qədər at-mosferin ümumi kütləsinin 50%-i, 0-18 km-lik təbəqədə -90%-i və 0-36 km-lik təbəqədə isə 99%-i cəmləşmişdir. Beləliklə, atmosferin əsas kütləsi aşağı 20-30 km-də cəmləşmişdir. Lakin, bu o demək deyil ki, troposferdə baş verən atmosfer proseslərinin formalaşmasında yuxarıda yerləşən təbəqələrin rolu yoxdur. Əlbətdə, atmosferin yüksək təbəqələrində Günəş aktivliyi ilə əlaqəli olan bir sıra fiziki-kimyəvi proseslər yaranır ki, bunlar da öz növbəsində daha aşağı təbəqələrdəki atmosfer proseslərinin xarakterinə və intensivliyinə yüksək dərəcədə təsir göstərə bilirlər.

Atmosferin kimyəvi tərkibi Yer atmosferində baş verən bir çox hadisə və proseslər, o cümlədən onun termik rejimi üçün çox vacib rol oynayır. Bununla əlaqədar, kimyəvi tərkibin hündürlüyə görə dəyişməsinin öyrənilməsi çox böyük əhəmiyyətə malikdir. Belə ki, böyük yüksəkliklərdə havanın tərkibinə qısadalğalı günəş radiasiyasının təsiri altında molekulların parçalanması (dissosiasiyası) təsir edir. Bundan başqa, burada elektrik cəhətdən neytral

31

hissəciklərlə bərabər, ionlaşmış hissəciklər də mövcuddur. Bir sıra mürəkkəb proseslər nəticəsində onların şaquli pay-lanması neytral hissəciklərin paylanmasından fərqlənə bilər. Bütün bunlar göstərir ki, havanın tərkibinin öyrənilməsi çox mürəkkəb geofiziki prosesdir.

Havanın tərkibi adətən müxtəlif qazların faizlə miqdarı ilə, həmçinin onların vəziyyəti ilə xarakterizə olunur. Bun-dan başqa, atmosfer qazlarının ionlaşma dərəcəsi də nəzərə alınır.

Atmosfer havası azotun (78,09%), oksigenin (20,95%), arqonun (0,93%), karbon qazının (0,03-0,5%) və miqdarı çox cüzi olan başqa qazların qarışığından ibarətdir. Bu qazlara hidrogen, helium, neon, kripton, ksenon, ozon, metan və başqa təbii və sənaye mənşəli qazlar aiddir. Onların miqdarı böyük məkan və zaman dəyişkənliyi ilə fərqlənir.

Atmosferdəki bir çox proseslər üçün su buxarının böyük əhəmiyyəti vardır. Onun miqdarı atmosferin kütləsinin 0-4%-ni təşkil edir və bu, materiklərin və okeanların səthindən bux-arlanmanın intensivliyindən asılıdır.

Yer kürəsinin müxtəlif zonalarında atmosferin tərki-binin öyrənilməsi göstərmişdir ki, onların əsas tərkib hissələrinin (azot və oksigen) nisbətən sabitliyi müşahidə olunur. Cədvəl 1-də Yer səthi üzərində quru havanın həcminə görə faizlə tərkibi verilmişdir.

32

Cədvəl 1 Yer səthi üzərində quru havanın həcminə görə faizlə tərkibi

Qaz Kimyəvi düstur

Molekulyar çəki

Faizlə tərkibi

Azot N2 28,016 78,084±0,004 Oksigen O2 32,000 20,946±0,002 Arqon Ar 39,944 0,934±0,001 Karbon qazı CO2 44,010 0,030±0,003 Neon Ne 20,183 (1,821±0,004) •10-3 Helium He 4,003 (5,239±0,004) •10-4 Kripton Kr 83,700 (1,14±0,1) •10-4 Ksenon Xe 131,3 (8,7±0,1) •10-6 Hidrogen H2 2,016 ≈ 5•10-5 Ozon O3 48,000 ≈ 1•10-6

Bu cədvəlin sonuncu sütununda quru havanın faizlə

tərkibi və onların orta kvadratik sapmaları verilmişdir. Bu sapmalar havanın ayrı-ayrı komponentlərinin Yer səthi üzərində məkana görə dəyişməsi dərəcəsini göstərir.

§ 6. Atmosferdə ozon

Son onilliklərdə atmosferdə olan ozon elementinə çox

böyük diqqət yetirilir. Bu, ozonun günəş spektrinin müxtəlif hissələrinin, xüsusilə də ultrabənövşəyi radiasi-yasının udulması qabiliyyətinə malik olmasıdır. Bunlardan əlavə, ozon stratosferdə müvafiq yüksək temperatur

33

sahələri yaratmaq qabiliyyətinə malikdir. Bu xüsusiyyət atmosferin ümumi sirkulysiyasının sxeminin qurulmasında və bir sıra atmosfer makroproseslərinin izah edilməsində vacib rol oynayır. Qeyd etmək lazımdır ki, atmosferdə ozonun faizlə miqdarı başqa qazlara nisbətən çox azdır və həcmə görə 1,0•10-6 % təşkil edir.

Birinci dəfə ozon Holland fiziki M.Van-Marum tərəfindən 1875-ci ildə elektrik qığılcımlarının oksigenə təsiri nəticəsində alınmışdır. Bu qaz çox güclü iyə malik olduğu üçün ozon adlandırılmışdır (yunanca «ozon» sözü «iylənən» deməkdir).

Atmosferdə ozon (O3) oksigen molekulunun (O2=O+O) atomlarına bölünməsi və atom və molekulların yenidən birləşməsi (O+O2=O3) nəticəsində əmələ gəlir. Bi-ratomlu hal və üçatomlu molekullar adətən dayanıqsız olur-lar və yenidən oksigen molekullarına (O2) keçməyə çalışır-lar.

Atmosferin aşağı qatlarında ozonyaradıcı amillər mövcuddur. Onların sırasında tufanlı havada ildırımla elek-trik boşalmalarını, bir sıra üzvi maddələrdə oksidləşmə proseslərini və s. göstərmək olar. Bu amillər atmosferdə təsadüfi olduğu üçün, aşağı təbəqələrdə ozonun miqdarı çox az və qeyri-sabitdir.

Atmosferin yuxarı təbəqələrində əsas ozonəmələgə-tirici amil Günəşin ultrabənövşəyi şüasıdır. Bu amil həmişə təsir göstərdiyi üçün, o, 20-30 km-lik təbəqədə ozonun miqdarının daimi olmasını təmin edir. Başqa qazlardan

34

fərqli olaraq, ozonun miqdarı aşağıdan yuxarıya artaraq, öz maksimum həddinə 20-30 km hündürlükdə çatır. Bundan sonra, yenidən sürətlə azalmağa başlayır.

Ozon, dalğasının uzunluğu 2900A°-dən az olan günəş şüalarını tam udur, yəni, onları Yer səthinə buraxmır (1A°(anqstrem)=10-8 sm). Yer səthinə çatacaq belə şüalar Yerdə üzvi həyatı mümkünsüz edərdi. Hesablamalar göstərmişdir ki, əgər Yer atmosferində ozon olmasaydı, onda yerətrafı havanın temperaturu real temperaturdan orta hesabla 1,4° S çox olardı.

Ozonun şaquli paylanması şəkil 1-də göstərilmişdir.

Şəkil 1. Hündürlüyə görə ozonun konsenetrasiyasının

paylanması (mm/km). 1) 2 aprel 1948, 2) 10 oktyabr 1946, 3, 5) 14 iyun 1949, 4, 6) 25 yanvar 1964-cü illər. 1 və 2 ölçmələrində ozon zondu Günəşin böyük yüksəkliyində, 3-də isə Günəşin batması vaxtı buraxılıb.

35

Qrafikdən göründüyü kimi, ozonun maksimal miqdarı

20-dən 28 km-ə qədər təbəqədə müşahidə olunur və hər 1 km-ə 0,17 mm təşkil edir. Bu vaxt, hər bir ayrı halda ozonun paylanmasının özünəməxsus xüsusiyyətləri vardır. Bu yəqin ki, ölçmələr aparılan günlərdə müxtəlif meteo-roloji şəraitin olması ilə əlaqədardır.

Normal şəraitdə (təzyiq 1000 millibar, temperatur 0° S) Yer kürəsi üzrə mövcud ozon kütləsinin bir yerə yığılması şərtini qəbul etməklə, onun tam qalınlığına görə atmosferdə ozonun ümumi konsentrasiyasını qiymətləndirmək olar.

Atmosfer ozonu qalınlığı təxminən 0,2-0,3 sm olan təbəqə kimi Yer kürəsini əhatə edir. A.X.Xrqianın məlumatlarına görə Şimal yarımkürəsinin atmosferində ozonun orta çəkisi 1,651•109 ton, Cənub yarımkürəsində isə 1,705•109 ton təşkil edir.

Yer səthi üzərində ozonun ölçülmüş konsentrasiyasını bir çox hallarda müxtəlif ölçü vahidləri ilə ifadə edirlər. Təzyiqin və temperaturun normal qiymətlərində ölçü vahidləri arasında aşağıdakı əlaqə mövcuddur:

. molekuluozon 102,7 da-sm 1 kqq 102,14 kmsm 113-5 •=•=−310 Ozonun konsentrasiyasının coğrafi paylanmasında ay-

dın ifadə olunan coğrafi enlik gedişi vardır (şəkil 2). Şəkil 2-dən göründüyü kimi, ozonun minimal miqdarı

ekvatorial zonada müşahidə olunur, enliklər artıqca onun miqdarı da artır, ən böyük qiymətlərinə 50-600 enliklər qur-

36

şağında çatır və sonra qütbətrafı ərazilərə doğru azalır.

Şəkil 2. Ozonun ümumi miqdarının fəsli və enlik dəyişmələri.

1-yanvar, 2-aprel, 3-iyul, 4-oktyabr. Müəyyən olunmuşdur ki, atmosferdə ozonun miqda-

rının dəyişməsi ilə meteoroloji şərait arasında əlaqə mövcuddur. Müxtəlif coğrafi rayonlarda hava kütlələrinin adveksiyası ozonun miqdarına güclü təsir göstərir. Mülayim enliklərə tropik hava axınlarının daxil olması ozonun miqdarının azalması (bəzi hallarda 25-30%-ə qədər), yüksək enliklərdən hava axınlarının daxil olması isə –artması ilə (bəzi hallarda 1,5 – 2,0 dəfə) müşayət olunurlar. Bu effekt özünü daha aydın subtropik enliklərdə biruzə verir. Müşahidə məlumatları göstərmişdir ki, Almatı şəhəri üzərində ozonun orta sutkalıq konsentrasiyası cənubdan daxil olan hava axınları halına nisbətən, şimal axınları vaxtı əhəmiyyətli dərəcədə çoxdur. Məsələn, bu kəmiyyət şimal axınları vaxtı 0,24-0,35 sm, cənubdan daxil

37

olmalar vaxtı isə 0,16 sm həddində olmuşdur. Adveksiyanın təsiri böyük yüksəkliklərə qədər mövcuddur. Bunu atmosferin müxtəlif hündürlüklərində ozonun miqdarı ilə havanın temperaturu arasındakı korrelyasiya əlaqələrinin xarakterinə görə izləmək olar (cədvəl 2).

Cədvəl 2 Müxtəlif hündürlüklərdə ozonun miqdarı ilə havanın temperaturu arasında əlaqənin korrelyasiya əmsalları

Rayon Hündürlük, km Korrelyasiya əmsalı Tromse (Norveç) 6

12 -0,50 +0,53

Oksford 12 18

+0,56 +0,70

Almatı 13 +0,88 Sankt-Peterburq 15

20 +0,58 +0,53 (avqust) +0,62 (sentyabr)

Vladivostok 15

20

+0,53 (sentyabr) +0,58 (may) +0,47 (sentyabr) +0,28 (may)

Yapon adaları 15-18 +0,60 Mülayim enliklərin troposferində havanın temperaturu

ilə ozonun miqdarı arasında əks əlaqə mövcuddur, yəni, temperaturun aşağı düşməsi orta hesabla ozonun miqdarının artması, temperaturun artması isə – onun miqdarının azalması ilə müşayət olunur. Bu effekt onunla əlaqədardır ki, atmosferin bu təbəqəsində temperaturun üfüqi qradiyenti

38

şimala istiqamətlənib və şimal axınları cənuba nisbətən daha soyuq temperatura malikdirlər.

Həmçinin müəyyən olunmuşdur ki, yersəthi siklonun qərb hissəsində ozonun miqdarı antisiklondakına nisbətən çoxdur. Analoji olaraq, yüksək yallarda onun miqdarı çökəklikdəkindən çoxdur. Bunu ozonun coğrafi enlik və şaquli yerdəyişmələri nəzəriyyəsinə əsasən izah etmək olar. Belə ki, yaz fəslində hava axınları ekvatordan şimal və cənub istiqamətlərində olduqda, daha az, hava axınının əks istiqamətində isə -daha çox ozon daşınacaq. Amma, bu nəzəriyyə digər fəsillərdə ozonun miqdarının dəyişməsini izah edə bilmir. Buna görə də, havanın şaquli hərəkətləri ilə əlaqəli olaraq ozonun miqdarının dəyişməsi də nəzərə alınmalıdır.

Ozonun miqdarının dəyişməsinin Günəş aktivliyinin dəyişməsi ilə müqayisəsi göstərmişdir ki, Günəş aktivliyi artanda ozon azalır. Bu ilk baxışdan gözlənilməz nəticədir. Bunu belə izah etmək olar ki, Günəş aktivliyi artdıqda antisiklogenez prosesləri güclənir, bu da, öz növbəsində ozonun miqdarının azalmasına səbəb olur.

Müşahidələr və tədqiqatlar göstərmişdir ki, ozonun miqdarı ilə atmosferin ümumi sirkulyasiyası arasında əlaqələr mövcuddur (şəkil 3).

Bu məlumatlar Vinya-di-Valle (İtaliya) məntəqəsi üzərində 100 millibarlıq izobarik səthə aiddir.

39

Şəkil 3. Sirkulyasiya indeksinin (1) və ozonun (2)

miqdarının dəyişməsi. Qrafikdən göründüyü kimi, bu iki əyri arasında kifayət

qədər yaxşı korrelyasiya əlaqəsi mövcuddur.

§ 7. Atmosferdə su buxarı

Havadakı su buxarının miqdarı onun hansı səth üzərində (quru və ya dəniz) olmasından, havanın temperaturundan və digər amillərdən asılı olur. Təbii ki, bunlar əsas olmaqla, coğrafi enliklərə, hündürlüyə görə dəyişir və ilin fəsillərindən də asılı olur.

Rütubətliyin hündürlüyə görə paylanması havanın temperaturundan, yüksələn və enən hava axınlarının inkişaf dərəcəsindən, həmçinin mübadilə proseslərindən, kondensasiyadan, buxarlanmadan və yağıntıların düşmə-sindən asılıdır.

40

Atmosferdə su buxarının miqdarı orta hesabla hün-dürlüyə görə sürətlə azalır. Məsələn, su buxarının təzyi-qinin hündürlüyə görə paylanması alman alimi Hannın (1889-cu il) empirik düsturu ilə belə ifadə olunur:

360 10 ,

z

z ee−

⋅= , (1) burada ez və e0 – müvafiq olaraq z km hündürlükdə və Yer səthi üzərində su buxarının təzyiqi.

(1) düsturuna görə su buxarının təzyiqi 6,3 km hündürlükdə 10 dəfə (yer səthindəki qiymətinə nisbətən), 12,6 km hündürlükdə isə 100 dəfə azalır. Atmosfer təzyiqi isə bu hündürlüklərdə ancaq müvafiq olaraq 2,0-2,5 və 4-5 dəfə azalır. Bunu onunla izah etmək olar ki, temperaturun hündürlüyə görə azalması ilə əlaqədar su buxarının təzyiqi ümumi atmosfer təzyiqinə nisbətən daha sürətlə azalır.

Digər alman alimi Zyürinq (1900-cu il) xüsusi rütubətliyin hündürlüyə görə paylanması üçün aşağıdakı empirik düsturu almışdır:

210 BzAz

oz ss −−⋅= , (2) burada; Sz və S0 – müvafiq olaraq z km hündürlükdə və Yer səthi üzərində xüsusi rütubətliyin qiymətləri; A və B –sabit kəmiyyətlər.

(2) düsturu sonralar rus alimi A.X.Xrqianın (1945-ci il) apardığı müşahidələrin məlumatları ilə təsdiq olunmuşdur. Bu düsturdakı A və B sabit kəmiyyətlərin

41

qiymətlərinin təhlili göstərmişdir ki, yayda havanın rütubətliyi hündürlüyə görə qışa nisbətən daha sürətlə azalır.

Aparılan tədqiqatlar göstərmişdir ki, Şimal yarımkürəsində xüsusi rütubətliyin paylanması troposferin yüksək termobarik sahəsinin quruluşu ilə sıx əlaqəlidir. Bunlardan əlavə, qışda xüsusi rütubətliyin paylanması bir çox hallarda hava axınları ilə birlikdə, onun adveksiyası ilə əlaqəlidir. Sonuncu isə, öz növbəsində yüksək barik sahənin xarakteri ilə şərtləndirilir. Yay fəslində xüsusi rütubətliyin kəmiyyətində, həm də paylanmasında əhəmiyyətli dəyişikliklər baş verir. Xüsusi rütubətliyin miqdarı yayda qışdakına nisbətən çoxdur, aşağı enliklərdə bu 17-18 q/kq-a çatır. Bu xüsusiyyətləri yüksək barik sahələrin strukturu, Günəşdən Yer səthinə gələn istiliyin miqdarı, quru və dənizlərin istilik vəziyyəti və həmçinin baxılan fəsildə siklonik fəaliyyətin xarakteri ilə əlaqələndirmək olar.

Qışda və yayda hündürlüyə görə rütubətliyin paylanma xarakteri az dəyişir, amma xüsusi rütubətliyin qiymətləri azalır. Məsələn, qışda ən rütubətli rayonlarda 3 km hündürlükdə onun qiyməti 5-7 q/kq, 5 km yüksəklikdə isə 3-4 q/kq-dır. Xüsusi rütubətliyin hündürlüyə görə analoji azalması yay fəslində müşahidə olunur.

Mütləq rütubətliyin troposferdə şaquli paylanmasının təhlili göstərir ki, o, Yer səthində il ərzində orta hesabla 6.7 q/m3, 10 km yüksəklikdə isə -0.03 q/m3-dur.

42

Müşahidələr həmçinin göstərmişdir ki, troposferdən stratosferə keçiddə nisbi rütubətliyin kəskin azalması baş verir.

Troposferin yuxarı sərhəddində su buxarının miq-darının az olmasına baxmayaraq, o, yuxarı troposferin istilik rejiminə böyük təsir göstərir, belə ki, dalğasının uzunluğu 5,0-7,5 mikron olan radiasiyanı güclü sürətdə udur.

§ 8. Atmosferdə karbon qazı

Karbon qazı ( )2CO atmosferdə istilik effekti yaradan qazlardan biridir. Karbon qazının miqdarının artması havanın temperaturunun yüksəlməsinə və iqlimin istiləşməsinə səbəb olur ki, bu da çoxsaylı tədqiqatların nəticələri ilə sübut olunmuşdur.

Karbon qazı Yer səthindən şüalanan infraqırmızı dalğaları udur və bitkilərdə gedən fotosintez prosesində çox vacib rol oynayır.

Karbon qazı üzvi birləşmələrin oksidləşməsinin məh-sulu olub, onların çürüməsi və yanması (o cümlədən ya-nacağın yanması vaxtı), həmçinin canlı aləmin nəfəs alması vaxtı ayrılır. Yer ətrafı təbəqədə onun miqdarı gecələr çox, gündüzlər az olur. Bu onunla əlaqədardır ki, karbon qazının bitkilər tərəfindən udulması ancaq sutkanın işıqlı dövründə baş verir, onun sənaye obyektləri və canlı aləm tərəfindən ayrılması isə fasiləsiz davam edir.

43

Atmosferdə karbon qazının miqdarı zamana və məkana görə dəyişir, hündürlüyə görə isə tədricən azalır.

XX əsrin ortalarına qədər onun miqdarı Arktika və Antarktida buzlaqları üzərində 0.020%, sənaye cəhətdən inkişaf etmiş regionlarda 0.040%, orta hesabla isə 0.030% olmuşdur. Ən böyük illik dəyişmələr apreldə -0.032%, avqustda -0.031% Arktikada qeydə alınmışdır.

Karbon qazının miqdarı çoxillik dəyişmələrə də məruz qalır. Məsələn, XX əsrin əvvəllərinə qədər o, 0.029% təşkil etdiyi halda, 1960-cı ildə 0.033% olmuşdur. Beləliklə, bu illər ərzində artım 14% təşkil etmişdir.

Son onilliklərdə isə atmosferdə karbon qazının konsentrasiyası daha sürətlə artmağa başlamışdır (şəkil 4).

310320330340350360370

1972

1974

1976

1978

1980

1982

1984

1986

1988

1990

1992

Илляр

Кар

бон

газы

нын

миг

дары

(p

pm)

Şəkil 4. Atmosferdə karbon qazının konsentrasiyasının

çoxillik dəyişmə dinamikası

•= %100

10000001 1 ppm .

(--•--)-AFR; (--Å--) –ABŞ.

44

Onun daha çox miqdarı sənaye rayonlarında, daha az isə –onlardan uzaqda qeydə alınır.

Coğrafi enlikdən və ilin fəsillərindən asılı olaraq Yer səthi üzərində karbon qazının miqdarının paylanması müxtəlifdir.

§ 9. Atmosferin quruluşu

Atmosferin fiziki xassələri həm üfüqi, həm də şaquli məkanda eyni deyil. Belə ki, havanın temperaturu və rütubətliyi, təzyiqi, sıxlığı, tərkibi, küləyin sürəti və istiqaməti, bərk və maye aşqarların miqdarı kimi fiziki kəmiyyətləri dəyişir. Bu dəyişmələr hündürlüyə görə daha kəskin baş verir.

Məsələn, hündürlük artdıqca temperatur azalır və bu dəyişmə orta hesabla troposferdə 6,0° S/1 km təşkil edir. Bu vaxt havanın temperaturunun üfüqi istiqamətdə bu miqdarda dəyişməsi 500-600 km və daha uzaq məsafədə müşahidə oluna bilər. Beləliklə, havanın temperaturunun hündürlüyə görə dəyişməsi üfüqi istiqamətə nisbətən 5•102 dəfə tez baş verir.

Yuxarıda göstərilənlərin nəticəsidir ki, atmosferin təbəqələrə bölünməsinin ən əsas meyarı, onun xassələrinin hündürlüyə görə eyni olmamasıdır.

Müasir zamanda atmosferi şaquli istiqamətdə təbəqələrə bölmək üçün ən azı aşağıdakı dörd əlamət əsas

45

götürülür: 1) atmosferin termik rejimi (temperaturun hündür-

lüyə görə dəyişməsi); 2) atmosfer havasının tərkibi və elektriklə

yüklənmiş hissəciklərin olması; 3) atmosferin Yer səthi ilə qarşılıqlı təsiri; 4) atmosferin uçan aparatlara təsiri. 1)Atmosferin termik rejimi əlaməti. Atmosfer

təbəqələrinin xassələrindəki ən aydın fərq özünü temperaturun hündürlüyə görə dəyişməsində göstərir. Bu əlamətə görə atmosfer 5 əsas və 4 aralıq təbəqəyə bölünür (cədvəl 3, şəkil 5, şəkil 6).

Cədvəl 3

Atmosferin əsas və aralıq təbəqələri

Orta hündür-lük, km

Əsas təbəqələr

Atmosferin bütün hava kütləsinə

nisbətən miqdarı, %

Aralıq təbəqələr

0-11 Troposfer 80 11 Tropopauza 11-51 Stratosfer 20 51 Stratopauza 51-86 Mezosfer 0,25 86 Mezopauza 86-800 Termosfer 0,005 800 Termopauza 800-3000 Ekzosfer 1•10-18

46

Şəkil 5. Atmosferin quruluşu və onun tədqiqat üsulları: 1-temperatur profili; 2-ozonun mülayim və qütb enliklərində paylanması; 3- ozonun tropiklərdə paylanması; 4-sədəfli buludlar; 5-gümüşü buludlar; 6- qütb parıltıları; 7-səs dalğalarının əks olunması; 8-orta radiodalğaların əks olunması; 9-qısa radiodalğaların əks olunması; 10-sərbəst aerostatlar; 11-təyyarələr; 12-stratostatlar; 13-radiozondlar; 14-meteoroloji raketlər; 15-geofiziki raketlər; 16- Yerin süni peykləri.

47

Şəkil 6. Atmosferin şaquli kəsiyi.

Troposfer (yunan sözlərindən τροποζ-dönmə və

σϕατρα-kürə deməkdir). Bu təbəqədə atmosfer rütubətliyinin (su buxarının, su damcılarının, buz kristallarının) əsas ehtiyatları və atmosfer yağıntıları verən buludların əsas kütləsi cəmləşmişdir. Burada müxtəlif coğrafi rayon və enliklərarası hava mübadiləsi mürəkkəb

48

mexanizmə malikdir. Troposferi şərti olaraq aşağı (2.5 km-ə qədər), orta

(2.5-dən 6.0 km-ə qədər) və yuxarı (6.0 km-dən tropopauzaya qədər) təbəqələrə bölmək olar. Onlar öz müxtəlifliyinə və hava şəraitinin əhəmiyyətli dəyişkənliyinə görə bir-birindən fərqlənirlər. Troposferin aşağı hissəsində qalınlığı 100 m-ə qədər olan ən aşağı yerətrafı təbəqə və qalınlığı 1000-1500 m-ə qədər olan sürtünmə və ya sərhəd təbəqəsi seçilir.

Troposfer təbəqəsinin hündürlüyü tropiklərdə 15-17 km, mülayim enliklərdə 10-12 km, qütblərdə isə -8-9 km, orta hesabla isə 11 km təşkil edir.

Havanın temperaturunun hündürlüyə görə dəyişməsinin orta qiyməti 0,6° S/100 m-dir. Atmosfer təzyiqinin üfüqi qradiyenti orta və yuxarı troposferdə ekvatordan qütblərə doğru istiqamətlənib, yəni, təzyiq ekvatordan qütblərə doğru azalır.

Mülayim enliklərdə bütün hündürlüklərdə qərb küləyi, ekvator zonasında isə –şərq küləyi hakimdir. Küləyin sürəti hər kilometr hündürlüyə görə təxminən 2 m/san artır. Küləyin maksimal sürəti (orta hesabla 15-20 m/san) bir qayda olaraq tropopauza altında müşahidə olunur. Yuxarı troposferdə çox böyük sürətli planetar miqyaslı hava axınlarının sürəti bəzi hallarda 600 km/saata (167m/san) çatır.

Yer səthi ilə qarşılıqlı əlaqə nəticəsində troposferdə isti və soyuq hava axınları yaranır. Havanın təzyiqi troposferin yuxarı sərhəddində Yer səthindəkinə nisbətən 3-10 dəfə

49

azdır. Tropopauza – troposferlə stratosfer arasında keçid

təbəqəsidir və hündürlüyə görə temperaturun azalmasının dayanması və ya onun əhəmiyyətli zəifləməsi ilə xarakterizə olunur. Troposferlə stratosfer arasında hava mübadiləsini çətinləşdirir. Qalınlığı bir neçə yüz metrdən bir neçə kilometrə qədər olan təbəqədir.

Tropopauza altında su buxarının kondensasiya olunan hissəsinin və aerozolların yığılması müşahidə olunur. Bu təbəqə bir çox hallarda troposfer buludluluğunun yuxarı sərhəddidir. İlin fəsillərindən və atmosfer proseslərinin inkişafından asılı olaraq tropopauzanın hündürlüyü bir neçə kilometr həddində tərəddüd edə bilər. Məsələn, onun hündürlüyü qütb ərazisi üzərində orta hesabla 8-10 km, mülayim enliklər üzərində 10-12 km, ekvator üzərində isə 16-18 km arasında dəyişir.

Stratosfer (latın sözündən stratum – döşəmə və yunan sözündən σϕατρα-kürə deməkdir). Atmosferin ikinci əsas təbəqəsidir və tropopauza üzərində 50-55 km hündürlüyə qədər davam edir. Stratosferin aşağı hissəsində temperaturun hündürlüyə görə dəyişməsi müşahidə olun-mur (izotermiya), yuxarı hissəsində isə- zəif artması baş verir. 34-36 km hündürlükdən başlayaraq temperatur sürətlə artır və 50 km-ə qədər belə davam edir.

Troposferdən fərqli olaraq, stratosfer üçün istilik mənbəyi təxminən 23 km hündürlükdə yerləşən ozon təbəqəsidir.

50

Onun temperatur rejimi şüa istilik mübadiləsi prosesi ilə təyin olunur, belə ki, ozon günəş radiasiyasını udur.

Stratosferdə meridional daşınma üstünlük təşkil edir. Küləyin qışda qərb istiqamətindən şərqə dəyişməsinin illik gedişi də aydın ifadə olunur. Burada troposferə nisbətən daha az sürətli şırnaq axınları olur.

Stratopauza – stratosferlə mezosfer arasında keçid təbəqəsidir və orta hesabla 51 km-ə yaxın hündürlükdə yerləşir. Burada temperaturun hündürlüyə görə artması dayanır və azalması başlayır.

Mezosfer (yunan sözlərindən µεσοζ-aralıq və σϕατρα -kürə deməkdir). Atmosferin üçüncü əsas təbəqəsidir və stratopauza üzərində təxminən 51-84 km hündürlükdə yer-ləşir. Hündürlüyə görə temperaturun əhəmiyyətli azalması ilə xarakterizə olunur. Sürəti 500-600 km/saat olan küləklər qışda qərb, yayda is şərq istiqamətindədir. Temperaturun sürətli azalması ilə əlaqədar turbulentlik güclü artır. Mezosferin yuxarı hissəsində gümüşü buludlar adlanan buludlar əmələ gəlir. Bu buludlar kristallardan ibarətdir və onların forması mezosferdə dalğa və burulğanların olmasına dəlalət edir.

Mezopauza – mezosferlə termosfer arasında keçid təbəqəsidir. Burada temperaturun hündürlüyə görə tədricən artması başlayır, təzyiq isə yer səthindəkindən 1000 dəfə az olur. Mezopauzanın hündürlüyü 86 km-ə yaxındır.

Termosfer - atmosferin dördüncü əsas təbəqəsidir və

51

mezopauzadan yuxarıda 86-800 km-lik hündürlükdə yerləşir. Bu təbəqədə temperatur fasiləsiz artır və orta hesabla 112 km-dən yuxarıda müsbət qiymətə keçir, 200-250 km hündürlükdə isə Günəşin fəallığı dövründə temperatur 1500-2000° S -yə çatır. Bu yüksəklikdən sonra temperatur artmır. Ancaq qütb parıltısı zonasında qısa müddətdə temperatur 3000° S-yə çatır. Hava axınları il boyu qərb istiqamətlidir.

Termopauza – termosferlə ekzosfer arasında keçid təbəqəsidir, təxminən 800 km hündürlükdə yerləşir.

Ekzosfer (yunan sözlərindən εξω-xarici və σϕατρα-kürə deməkdir). Atmosferin beşinci əsas təbəqəsidir, 800 km-lə 3000 km-lik hündürlük arasında yerləşir. Burada

atmosfer havası əvəzinə konsentrasiyası 31000kmatom -a çatan

planetlərarası qaz mövcuddur. Buradakı qaz hissəciklərinin, xüsusən də yüngül qazlar olan hidrogen və heliumun hərəkət sürəti çox böyükdür. Hava çox seyrək olduğundan, bu qazların ayrı-ayrı hissəcikləri 2-ci kosmik sürətə, yəni 11 km/san-ə malik olurlar. Belə hissəciklər atmosferdən dünya fəzasına keçir.

2)Atmosfer havasının tərkibi və elektriklə yüklənmiş hissəciklərin olması əlaməti. Müasir dövrdə müəyyən olunmuşdur ki, turbulentlik və üfüqi hərəkətlər nəticəsində hava kütləsi böyük yüksəkliklərə yerini dəyişə bilər. Bununla əlaqədar olaraq xassələrinə və tərkibinə görə atmosferi iki əsas təbəqəyə bölmək olar. Hündürlüyü

52

95 km-ə qədər olan təbəqə homosfer, 95 km-dən yuxarıda yerləşən təbəqə isə heterosfer adlanır.

Homosferdə əsas qazların (azotun, oksigenin, arqonun) nisbi tərkibi və havanın nisbi molekulyar kütləsi hündürlüyə görə praktiki olaraq dəyişmir

==

kmolkq9645.280µµ . Buradakı qazlar molekulyar

vəziyyətdədir. Heterosfer təbəqəsində molekulyar azot ( )2N və

oksigenlə ( )2O bərabər, atom formalı azot (N) və oksigen də (O) əmələ gəlir, havanın tərkibi əhəmiyyətli dəyişir, təxminən 100 km-dən yuxarıda oksigenin və digər qazların molekullarının atomlara parçalanması başlayır.

Buna görə də havanın nisbi molekulyar kütləsi hündürlüyə görə azalır. Bu əlamətə görə də atmosferin ozonosfer təbəqəsi (20-55 km) seçilir və burada ozonun əsas kütləsi cəmləşmişdir.

Termosferin yüksək temperatura malik olması burada molekulların və atomların böyük sürətlə hərəkət etməsinə səbəb olur. Havanın sıxlığı çox az olduğundan qazların istilik tutumu çox azdır. Odur ki, burada olan cisimlərlə hava arasında istilik mübadiləsi getmir. 100 km -dən yuxarıda havanın tərkibi dəyişir: oksigen atom şəklində olur, arqon və CO2 müşahidə olunmur, hava güclü ionlaşır. Ona görə də, termosferin bu hissəsi mezopauzadan 800-1000 km yüksəkliyə qədər ionosfer adlanır.

53

Radiasiya qurşağı. Atmosferin xarici hissəsi Yerin radiasiya qurşağını təşkil edir. Burada, əksər hissəsi proton və elektronlarla yüklənmiş hissəciklər 400 km/s sürətlə hərəkət etsələr də, bir-biri ilə nadir halda toqquşurlar. Yüklənmiş hissəciklər radiasiya qurşağı hüdudunda Yerin maqnit sahəsinin güc xəttləri boyu dalğavari hərəkətlər edir və enerjisi yüz minlərlə elektron-volta bərabər olur.

Maqnitosfer. Raket və yerin süni peykləri vasitəsilə aparılan müşahidələr göstərmişdir ki, ekzosferi tərk edən hidrogen Yer ətrafında yer tacı əmələ gətirir və 20000 km-dən çox hündürlüyə qədər yayılır. Burada sıxlıq çox cüzidir. Yüklənmiş hissəciklərin hərəkətinə yerin maqnit sahəsi təsir göstərdiyindən bu fəza maqnitosfer adlanır.

3)Atmosferin Yer səthi ilə qarşılıqlı təsiri əlaməti. Atmosferin Yer səthi ilə qarşılıqlı təsiri əlamətinə görə, onu sərhəd təbəqəsinə (bəzi hallarda isə sürtünmə təbəqəsi adlanır) və sərbəst atmosfer təbəqəsinə bölmək olar.

Hündürlüyü 1,0-1,5 km-ə qədər olan sərhəd təbəqəsində Yer səthi və turbulent sürtünmə qüvvələri havanın hərəkətinin xarakterinə böyük təsir göstərirlər.

Sərhəd təbəqəsinin daxilində hündürlüyü 50-100 m olan atmosferin yerətrafı təbəqəsi də seçilir. Burada meteoroloji kəmiyyətlər (məsələn, havanın temperaturu və küləyin sürəti) hündürlüyə görə kəskin dəyişir.

4)Atmosferin uçan aparatlara təsiri əlaməti. Aviasiya - kosmik texnikanın inkişafı və Yerin süni peyklərinin uçuşları ilə əlaqədar olaraq, atmosferin

54

xassələrinin bu uçuşlara təsiri məsələlərinin həlli problemləri ortaya çıxmışdır.

Atmosferin əsas fiziki xarakteristikaları olan havanın temperaturu, təzyiqi və sıxlığı hava gəmilərinin aerodinamikasına, uçuş-texniki xassələrinə, güc qurğularına, müxtəlif aqreqatların işinə, təyyarələrin yuxarı qalxmasına, uçuşuna və yerə enməsinə əhəmiyyətli dərəcədə təsir göstərirlər.

Eşelonda uçuş müddəti və sürəti temperaturun və təzyiqin paylanmasından asılı olaraq dəyişir.

Təyyarənin hər uçuşu üçün daha əlverişli şərait, əsasən tropopauza və aşağı stratosferdəki aşağı temperatur sahələrindədir.

Yerin süni peyklərinin uçuşu isə atmosferin 150 km-lik hündürlüyündən aşağı və yuxarıda əhəmiyyətli fərqlənir.

Beləliklə, bu əlamətə görə atmosferi sıx təbəqəyə (və yaxud atmosfer təbəqəsinə) və aşağı sərhəddi 150 km hündürlükdə yerləşən yerətrafı kosmik fəza təbəqəsinə bölürlər.

Atmosfer təbəqəsinin sıxlığı o qədər böyükdür ki, mühərriki söndürülmüş süni peyk Yer ətrafı orbitdə hərəkət edə bilməyərək sürətini itirir və ya yanır. 150 km hündürlükdən yuxarılarda isə süni peyklər Yer ətrafı orbitdə normal hərəkət edə bilirlər.

Atmosferin aşağı və yuxarı atmosferə bölünməsi əlaməti də mövcuddur. Aşağı atmosfer troposferlə üst-üstə düşür, yuxarı isə – tropopauzadan yuxarıda yerləşən bütün

55

təbəqələri əhatə edir. Atmosferin fiziki xassələri və quruluşu haqqında

məlumat almaq üçün müxtəlif tədqiqat üsullarından istifadə olunur. Onlar birbaşa və dolayı üsullara bölünür.

Birbaşa üsullara radiozond, aerostat, şar-pilot, təyyarə, raket, yerin süni peyki, kosmik gəmilərlə aparılan tədqiqat üsulları aiddir.

Dolayı üsullara isə projektor şüalarının və səsin ano-mal yayılması, meteorların hərəkət izləri üzərində müşahidələr və s. aiddir.

Atmosferin müxtəlif təbəqələrində göstərilən tədqiqat üsulları barədə məlumat şəkil 5-də verilmişdir.

§ 10. Atmosferdə suyun faza keçidlərinin xüsusiyyətləri

Atmosferin tərkibini təşkil edən digər qazlardan fərqli

olaraq, su buxarı maye və ya bərk hala keçməklə öz aqreqat vəziyyətini dəyişir. Bu zaman buxar, maye su və buz suyun müxtəlif fazalarını təşkil edir. Deməli, onlar sistemin fiziki eynicins tərkib hissələridir və bir haldan başqa hala keçə bilərlər.

Bir çox atmosfer hadisələri suyun faza keçidləri ilə əlaqəlidir. Burada suyun vacib rolu, onun bir sıra fiziki xassələrinin digər maddələrin xassələrindən anomal

56

fərqlənməsi ilə müəyyən edilir. Aşağıda suyun anomal xassələrinin xüsusiyyətləri göstərilir.

1) Demək olar ki, bütün maddələrin sıxlığı, temperatur azaldıqca və onlar bərk hala keçdikcə, artır. Su 4° S-də ən

böyük sıxlığa malikdir – 31sm

q . Temperatur 4° S-dən aşağı

və ya yuxarıya doğru dəyişdikdə suyun sıxlığı azalır. Donma vaxtı isə onun sıxlığı sıçrayış formada azalır və 0°

S-də 391,0smq -a bərabər olur.

2) Maddələr bərk hala keçdikcə, onların istilik tutumu az dəyişir. Bu baxımdan, su tamamilə başqa xassəyə malikdir. Su buza çevriləndə onun xüsusi istilik tutumu

•

=Kkq

CCb 2114 suyun xüsusi istilik tutumunun

təxminən 0,5 hissəsinə bərabərdir. 3) Suyun donma və qaynama temperaturu, ona yaxın

olan kimyəvi birləşmələrin temperaturundan əhəmiyyətli dərəcədə yüksəkdir. Bu birləşmələrin nisbi molekulyar kütlələri azaldıqca, donma və qaynama temperaturları da azalır. Digər maddələrə nisbətən daha az nisbi molekulyar kütləyə malik olan suyun maye halına keçməsi donma və qaynama temperaturunun kəskin artması ilə müşayət olunur.

57

4) Suyun xüsusi ərimə istiliyi

=

kqkCLa 324 və xüsusi

buxar əmələgəlmə istiliyi də

≈

kqkCL 2500 digər maddələrin

müvafiq göstəricilərinə nisbətən çox böyükdür. 5) Su yüksək həlledicilik və kimyəvi aktivlik

qabiliyyətinə malikdir. 6) Digər məlum maddələrə nisbətən suyun səthi gər-

ginlik qüvvəsi də böyükdür və 20° S-də 28.72mmC - ə

bərabərdir. Temperatur dəyişdikdə buzun və suyun sıxlığı o qədər az dəyişir ki, atmosferin fizikası məsələlərinin həllində onları sabit qəbul etmək olar.

Temperatur dəyişdikdə suyun xüsusi istilik tutumu (ss) o qədər az dəyişir ki, onu da sabit kəmiyyət hesab etmək

olar

•

=Kkq

Ccc 8.4186 . Su buxarının da xüsusi istilik

tutumunu temperaturdan asılı hesab etməmək olar.

§ 11. Su buxarının atmosferdə kondensasiyası haqqında ümumi məlumat

Kondensasiya atmosferdə olan su buxarının maye

halına keçməsi prosesidir. Bu vaxt atmosferdə diametri bir neçə mikrometr olan çox kiçik damcılar əmələ gəlir. Su buxarının birbaşa buza çevrilməsinə sublimasiya deyilir.

58

Hava su buxarı ilə doyma halına çatdıqda kondensasiya başlayır. Atmosferdə belə proses əksər hallarda havanın temperaturunun azalması vaxtı baş verir.

Kondensasiya nisbətən az kinetik enerjiyə malik olan molekullar kompleksinin və ya rüşeymlərin hesabına baş verir. Belə komplekslər və ya rüşeymlər dayanıqlı halda olduqda, sonralar damcıya və kristala çevrilirlər.

Atmosfer daxilində rüşeymlərin, sonra isə damcıların əmələ gəlməsi üçün kondensasiya nüvəsinin olması lazımdır. Kondensasiya nüvəsinin rolu su buxarının izafi doymasının azaldılmasından ibarətdir. Bu nüvə olmasaydı, kondensasiyanın başlanması üçün su buxarının bir neçə dəfə çox həddən artıq doyması lazım gələrdi.

Süni təcrübə kameralarında aparılmış eksperimentlər göstərmişdir ki, mütləq təmiz havada su buxarının kondensasiyası çox böyük həddən artıq doyma (adi haldan 4-8 dəfə çox) halında baş verə bilər.

Mütləq təmiz havada damcı rüşeymlərinin əmələ gəlməsinin səbəbi su buxarının sıxlığının tərəddüdüdür. Belə tərəddüdlərdə elə molekullar kompleksi əmələ gəlir ki, o, müəyyən şəraitdə dayanıqlıq səviyyəsinə çata və su damcılarının rüşeymi ola bilər.

Real atmosfer şəraitində su buxarının həddən artıq doyması heç vaxt müşahidə olunmur, belə ki, burada həmişə aşqarların hiqroskopik hissəcikləri – kondensasiya nüvələri mövcuddur.

59

Kondensasiya nüvələri həll olunmayan, lakin, isladıla bilən və həll olunan nüvələrə bölünür. Birinci növ nüvələrə toz, tüstü, üzvi maddələr, mikroorqanizmlər və s.-nin, ikinci növə isə – suda həll olunan maddələrin (məsələn, müəyyən bir duzun və ya turşunun) hissəcikləri aiddir.

Həll olunan kondensasiya nüvələri əsasən daş kömürün yandırılması nəticəsində yaranır. Hiqroskopik kondensasiya nüvələri həm də dəniz damcılarının sıçramasından və köpüyündən əmələ gəlir.

Atmosferdə kondensasiya nüvələrinin sayı geniş intervalda tərəddüd edir. Yer səthi yaxınlığında böyük

şəhərlər üzərində onun sayı 3

1150000cm

, kiçik şəhərlər

üzərində - 3

135000cm

, kənd yerlərində - 3

19500cm

, okeanlar

üzərində və dağlarda isə - 31940

cm-a çatır. Onun sayının

maksimal qiyməti iri sənaye şəhərləri üzərində bir neçə milyon ola bilər.

Kondensasiya nüvələrinin konsentrasiyasının hün-dürlüyə görə paylanması, digər atmosfer aşqarları üçün müəyyən edilmiş qanunauyğunluqlara görə baş verir. Nüvələrin konsentrasiyası orta hesabla hündürlüyə görə azalır (şəkil 7).

Şəkil 7-dən göründüyü kimi, kondensasiya nüvələrinin sayının azalması sürəti termik stratifikasiyadan asılıdır.

60

Belə ki, yayda gündüz saatlarında qeyri-dayanıqlı stratifikasiya üstünlük təşkil etdiyi və turbulent mübadilə daha güclü inkişafa malik olduğu üçün, hər iki şəhərdə kondensasiya nüvələrinin nisbi konsentrasiyası ( )1nn hündürlüyə görə daha az azalır, nəinki qış fəslində.

Şəkil 7. Kondensasiya nüvələrinin konsentrasiyasının şaquli paylanması (1960-1964-cü illər üzrə orta qiymət). Daşkənt: 1- yay (gündüz); 3- qış (səhər); Kiyev: 2- yay (gündüz); 4- qış (səhər). Qışda səhər saatlarında isə stratifikasiya bir çox

hallarda inversiondur. Kondensasiya nüvələrinin nisbi konsentrasiyasının ( )1nn Kiyevə nisbətən Daşkəntdə daha tez azalmasını isə bu fəzada atmosfer aşqarlarının daha iri hissəciklərdən ibarət olduğu ilə izah etmək lazımdır.

Təcrübə məlumatlarının təhlili göstərmişdir ki, kondensasiya nüvələrinin sayının hündürlüyə görə

61

paylanması aşağıdakı eksponensial düsturla ifadə oluna bilər:

−•=

lznzn exp)( 0 , (3)

burada: 0n – Yer səthi yaxınlığında kondensasiya nüvələrinin sayı; z –hündürlük; l – parametr.

Qeyd etmək lazımdır ki, 0-3 və 3-6 km-lik təbəqələr üçün l parametrinin qiymətləri fərqli olacaq. Məsələn, bu parametrin müvafiq qiymətləri Moskva üçün – 1400 və 1740 m, Kiyev üçün -2500 və 2150 m, Sankt-Peterburq üçün isə – 940 və 2215 m təşkil edir. Bu məlumatlara görə kondensasiya nüvələrinin konsentrasiyasının hündürlüyə görə ən sürətlə azalması Sankt-Peterburqda müşahidə olunur.

İri şəhərlərdə Yer səthi yaxınlığında kondensasiya nüvələrinin sayı qışdan yay fəslinə doğru nəzərəçarpacaq dərəcədə azalır. İl ərzində belə dəyişmələrin səbəbi turbulent mübadilənin intensivliyinin tərəddüdüdür. Yay fəslində daha inkişaf etmiş turbulent mübadilə prosesində kondensasiya nüvələri daha yüksək təbəqələrə daşınır, bu da öz növbəsində onların konsentrasiyasının Yer səthi yaxınlığında azalmasına, daha yüksək səviyyələrdə isə artmasına gətirib çıxarır.

İnsanların təsərrüfat fəaliyyəti də atmosferə kondensasiya nüvələrinin tullanmasının artmasına səbəb olur (yay fəslinə nisbətən qışda daha çox).

62

Tədqiqatlar göstərmişdir ki, atmosferdəki kondensasiya nüvələrinin ölçüləri 10-7-dən 10-3 sm-ə qədər dəyişir. Kondensasiya nüvələri ölçülərinə görə üç qrupa bölünüb: 1) radiusu 5·10-7-dən 2·10-5 sm-ə qədər olan nüvələr, bunları Aytken nüvələri də adlandırırlar (onların müəyyənləşdirilməsi üçün istifadə olunan əsas cihaz Aytkenin nüvə sayğacıdır); 2) radiusu 2·10-5-dən 10-4 sm-ə qədər dəyişən nüvələr, bunları iri nüvələr adlandırırlar; 3) radiusu 10-4 sm-dən böyük olan hissəciklər həddən artıq iri kondensasiya nüvələri adlanır.

§ 12. Quru və rütubətli havanın hal tənlikləri

Atmosferdəki qazların hər birinin vəziyyəti havanın

temperaturunun, təzyiqinin və sıxlığının qiymətləri ilə xarakterizə olunur. Bu kəmiyyətlər həmişə bir-biri ilə əlaqəlidirlər. Bu əlaqələri riyazi cəhətdən hal tənliyi ilə ifadə etmək olar.

Hər bir qaz üçün müəyyən temperatur həddi mövcuddur ki, ondan yuxarı qiymətdə heç bir təzyiq altında bu qazlar nə maye, nə də bərk hala çevirilmir. Belə temperatur həddinə böhran temperaturu (Tb) deyilir. Atmosfer qazlarının böhran temperaturlarının qiymətləri cədvəl 4-də verilmişdir.

Cədvəl 4 Atmosfer qazlarının böhran temperaturlarının qiymətləri

63

Qaz Tb, 0S Qaz Tb, 0S He -268 O2 -119 H2 -240 CO2 31 N2 -147 H2O 374

Cədvəldən göründüyü kimi, karbon qazı və su

buxarından başqa, digər atmosfer qazlarının böhran temperaturları çox aşağıdır. Atmosferin bütün yüksəkliklərində müşahidə olunan temperaturlar isə bu qazların böhran temperaturlarından çox böyükdürlər.

Qaz fiziki xassələrinə görə o vaxt ideal qaza yaxın olur ki, onun temperaturu böhran temperaturuna nisbətən ən çox və təzyiqi doyma təzyiqinə nisbətən ən az olsun.

Atmosferdə müşahidə olunan şəraitdə havanın tərkibinə daxil olan əsas qazlar özlərini praktiki olaraq ideal qaz kimi aparırlar. Buna görə hər hansı bir qazın hal tənliyi ideal qazın hal tənliyi kimi olacaq:

TRvp iii = , ni ,...,2,1= , (4)

burada: ip -parsial təzyiq; T – temperatur; iv -xüsusi həcm;

iR -xüsusi qaz sabiti; n -qazların sayı. Dalton qanunundan istifadə etməklə quru hava üçün

hal tənliyi belə yazılır: TRpv q= , (5)

burada qR -quru havanın xüsusi qaz sabiti.

64

(5) tənliyində xüsusi həcm ( v ) əvəzinə sıxlığın qiyməti

=

v1

ρ qoyulsa, quru havanın hal tənliyini başqa formada

da ifadə etmək olar: TpRp q ••= . (6)

Quru havanın hal tənliyinin digər bir formasına aşağıdakı tənliyi aid etmək olar:

Tnkp ••= , (7)

burada: vNn = - 1 m3 havada molekulların sayı; N -

Avoqadro ədədi; k -Bolsman sabiti. Rütubətli hava su buxarının və quru havanın mexaniki

qarışığından ibarətdir. Su buxarının böhran temperaturu onun atmosferdə müşahidə olunan temperaturundan çox olduğu üçün, bu qaz real atmosfer şəraitində həm maye, həm də qaz halına keçir. Bununla bərabər, su buxarının fiziki xassələri ümumiyyətlə ideal qazın xassələrindən fərqlənə bilər. Lakin, eksperimental yolla müəyyən olunmuşdur ki, su buxarının fiziki xassələri praktiki olaraq ideal qazın xassələrinə yaxındır. Bu səbəbə görə su buxarının hal tənliyini lazımi dəqiqliklə belə yazmaq olar:

TRev bubu = , (8)

burada: e -su buxarının parsial təzyiqi; buv -xüsusi həcm;

buR -su buxarının xüsusi qaz sabiti. Rütubətli havanın hal tənliyini müəyyənləşdirmək

üçün yazmaq olar ki, 1 qram rütubətli hava s qram su

65

buxarı və (1-s) qram quru havanın mexaniki qarışığından ibarətdir. p-e isə quru havanın parsial təzyiqidir və

svvbu = , (9)

s

vvq −=

1. (10)

Bu şərtlərə əsasən rütubətli havanın quru hissəsinin hal tənliyi aşağıdakı kimi yazılacaq:

( ) TRvep qq •=− . (11)

(8) və (11) tənliklərində xüsusi həcm buv və qv -nin

yerinə (9) və (10) ifadələrini yazmaqla, aşağıdakıları müəyyənləşdirmək olar:

TRsve q•= 608.1 və ya TsRev q •••= 608.1 , (12)

( ) TRs

vep q •=−

=−1

və ya ( ) ( )TsRvep q −=− 1 . (13)

(12) və (13) tənliklərini toplamaqla, rütubətli havanın hal tənliyini almaq olar:

( )sTRpv q 608.01+•= . (14)

Rütubətli havanın xüsusi qaz sabiti ( )sRR q 608.01+= -

sə, onda (14) tənliyi belə olacaq: RTpv = . (15)

66

III FƏSİL ATMOSFERDƏ TEMPERATUR VƏ TƏZYIQ

REJIMLƏRININ XÜSUSIYYƏTLƏRI

§ 13. Sərbəst atmosferdə temperaturun

şaquli paylanması

Sərbəst atmosferin istilik rejimi aşağıdakı amillərin he-sabına formalaşır:

-ayrı-ayrı hava təbəqələrinin öz aralarında və həm-çinin Yer səthi ilə şüa və turbulent istilik mübadiləsinin təsiri nəticəsində;

-istiliyin advektiv daşınması nəticəsində; -atmosferdə suyun faza keçidləri prosesində istiliyin

udulması və ya ayrılması nəticəsində. Atmosferdə temperaturun şaquli paylanması ayrı-ayrı

hava təbəqələri ilə Yer səthi və atmosfer arasında şüa və turbulent istilik mübadilələri, hündürlüklərdə təzyiqin adia-batik dəyişməsi, atmosferdə suyun faza keçidləri vaxtı is-tiliyin udulması və ya ayrılması və kinetik enerjinin istilik enerjisinə çevrilməsi (dissipasiyayası) ilə şərtləndirilir.

Orta coğrafi enliklərdə havanın temperaturunun şaquli paylanmasının illik gedişi şəkil 8-də verilmişdir.

Bu şəkildən görünür ki, temperaturun ən böyük ampli-tudası Yer səthi üzərində müşahidə olunur və hündürlük artdıqca, o, azalır.

67

Şəkil 8. Orta enliklərdə müxtəlif hündürlüklərdə havanın

temperaturunun illik gedişi.

Temperaturun şaquli paylanmasının əsas göstəricisi hündürlük üzrə temperatur qradiyentidir ( )zT ∂∂−=γ . Əgər, temperatur hündürlüyə görə azalarsa, γ müsbət sayılır.

II fəsildə qeyd olunduğu kimi, orta hesabla troposferdə γ=0,60° S/100 m -dir. Real şəraitdə bu qiymətdən əhəmiyyətli sapmalar müşahidə olunur. Belə sapmalar Yer səthi üzərində hündürlükdən, sutkanın zaman kəsiyindən, ilin fəslindən və hava şəraitindən asılıdır. Müəyyən hallarda troposferdə elə təbəqələr mövcud olur ki, burada temperatur ya hündürlüyə görə dəyişmir (izotermik

68

təbəqələr), ya da artır (inversiya təbəqələri). Cədvəl 5-də müxtəlif hündürlüklər və coğrafi enliklər üçün temperatur qradiyentləri verilmişdir.

Cədvəl 5

Temperaturun şaquli qradiyentləri (γ, 0 S)

Coğrafi enlik, şimal en dairəsi, dərəcə ilə (0) Hündürlük, km 0-30 30-60 60-90 0-2 0,54-0,59 0,38-0,42 -0,1-(-0,11) 2-5 0,53-0,61 0,48-0,60 0,46-0,56 5-8 0,58-0,65 0,65-0,69 0,61-0,63 8-11 0,67-0,78 0,42-0,72 0,01-0,35 11-14 0,62-0,74 0,13-0,25 0,0 14-17 0,18-0,55 0,01-0,09 -0,0-(-0,01) 17-20 -0,35-(-0,17) -0,1-(-0,02) -0,0-(0,01) 20-23 -0,34-(-0,28) -0,11-(-0,09) -0,0-(-0,01) 23-26 -0,24-(-0,21) -0,11-(-0,08) -0,01-0,0 26-30 -0,21-(-0,18) -0,06-(-0,01) -0,03-(-0,01)

Tropopauza yaxınlığında qradiyent artaraq 0,7-

0,80/100 m-ə çata bilər. Burada onların qiyməti tropopauzanın hündürlüyündən asılıdır.

§ 14. Troposferdə temperatur inversiyaları

Temperatur inversiyaları olan təbəqələr troposferdə mühüm rol oynayır, şaquli hərəkət və turbulentliyin inkişafına mane olur. Temperautr inversiyaları həm Yer

69

səthi üzərində, həm də troposferin bütün hündürlüklərində müşahidə olunurlar. Onları xarakterizə etmək üçün aşağıdakı parametrlərdən istifadə olunur (şəkil 9):

1) inversiya hündürlüyü (z), yəni onun aşağı sərhəd-dinin hündürlüyü;

2) inversiyanın gücü (m), yəni inversiya təbəqəsinin qalınlığı;

3) inversiyanın intensivliyi (i), yəni inversiya təbə-qəsinin yuxarı və aşağı sərhədlərindəki temperatur fərqləri.

Şəkil 9. Temperatur inversiyasının parametrləri

İnversiya təbəqələrinin xüsusiyyətlərindən biri də odur

ki, atmosferdə havanın sıxlığı hündürlüyə görə həmişə azalır, amma, inversiya təbəqələrinin daxilində sıxlığın şaquli qradiyentinin kəskin dəyişməsi baş verir.

70

Həqiqətən də, Klapeyron tənliyinə görə, havanın sıxlığı RTp=ρ olduğu üçün, sıxlığın qradiyentini belə yazmaq

olar:

( )avkTzTR

zRT

TRzγγ

ρρ

ρρ−=

∂∂

−∂∂

=∂∂

22

1 , (16)

burada: γavk=3,420/100 m – avtokonvektiv qradiyentdir. Bu düsturdan göründüyü kimi, γ<0 halında atmosfer

təbəqələrində sıxlığın γ>0 olan təbəqələrindəki sıxlığına nisbətən daha sürətlə azalması baş verir.

İnversiya təbəqəsinin sərhədlərində həmçinin küləyin sürət vektorunun kəskin dəyişməsi müşahidə olunur. Bu vaxt inversiya təbəqəsinin sərhədlərində uzunluğu (λ) temperaturun kəskin dəyişmələrindən və küləkdən asılı olan dalğalar yarana bilər:

( )12

1222TTTTu

g −+

∆=π

λ , (17)

burada: g-sərbəstdüşmə təcili; ∆u-inversiya təbəqəsinin aşağı və yuxarı sərhədlərində küləyin sürət vektorlarının fərqinin modulu; T2–inversiya təbəqəsində temperatur; T1–inversiya təbəqəsi altındakı temperatur.

Adətən, inversiya təbəqəsi altında və onun yuxarı sərhəddindəki nazik təbəqəcikdə temperaturun böyük şa-quli qradiyentləri müşahidə olunur. Bu xüsusiyyət inversiya təbəqəsinin altında və üstündə hava hərəkətlərinin nizamsız inkişafına müsbət təsir göstərirlər.

71

Hündürlüklərindən və onların əmələ gəlməsini şərtləndirən proseslərdən asılı olaraq müxtəlif inversiya növləri vardır.

Hündürlüyə görə yerətrafı və sərbəst atmosferin inversiyası növləri var. Əmələgəlmə şəraitinə görə yerətrafı inversiya bir çox hallarda radiasiya mənşəli olur və isti havanın adveksiyası ilə əlaqəlidir.

Yer səthi çox istilik itirərək soyuyur, bununla bərabər ətraf hava təbəqələri də soyuyur ki, nəticədə radiasiya inversiyası əmələ gəlir.

İsti havanın inversiyası, onun nisbətən soyuq Yer səthinə axması nəticəsində baş verir, bu vaxt havanın aşağı təbəqələri istiliyin bir hissəsini döşəmə səthə verərək soyuyur, yuxarıda yerləşən təbəqələrin temperaturu isə az dəyişir. Bu proses nəticəsində temperatur qradiyenti adveksiya təbəqəsində mənfi olur. Belə inversiyalar adətən duman və alçaq buludlarla müşayət olunur.

Əmələgəlmə şəraitinə görə sərbəst atmosferdə inversi-yalar sürtünmə, dinamiki, antisiklonik və cəbhəvi inver-siyalara bölünürlər.

Sürtünmə inversiyası gündüz saatlarında Yer səthi üzərindən bir neçə yüz metr hündürlükdə əmələ gəlir. Gündüz saatlarında sərhəd təbəqəsində turbulent qarışma nəticəsində inkişaf edən temperatur qradiyenti adiabatik qradiyentə yaxınlaşır, böyük hündürlüklərdə isə demək olar ki, dəyişməz qalır. Belə inversiya növü şəkil 10-da göstərilmişdir.

72

Dinamik inversiyalar küləyin böyük sürəti olan tə-bəqələrdə əmələ gəlirlər. Onların əmələgəlmə mexanizmi şəkil 11-də verilmişdir. Belə inversiyaların gücü azdır.

Şəkil 10. Sürtünmə inversiyasının əmələgəlmə sxemi

1-səhər stratifikasiyası əyrisi, 2-gündüz stratifikasiyası əyrisi.

Şəkil 11. Dinamik inversiyanın əmələgəlməsi sxemi.

1-stratifikasiya əyrisi; 2-külək vektoru

73

Antisiklonda havanın dinamiki çökməsi ilə şərtləndi-rilən antisiklonik inversiyalar mühüm rol oynayırlar. Onların əmələgəlmə sxemi şəkil 12-də verilmişdir.

Bu növ inversiyanın vacib rolunu nəzərə alaraq, onun əmələ gəlməsi nəzəriyyəsinə baxaq.

Şəkil 12. Antisiklonik inversiyanın əmələgəlməsi sxemi.

Tutaq ki, qalınlığı dz1, sahəsi s1 olan hava təbəqəsində p1-

təzyiq, T1-temperatur, ρ1-sıxlıq, γ1-temperaturun şaquli qradiyentidir. Çökmə və sıxılma nəticəsində bu hava təbəqəsi müvafiq olaraq dz2, s2, p2, T2, ρ2 və γ2 kəmiyyətləri ilə xarakterizə olunacaq. Tutaq ki, hava adiabatik enir və buna görə, ayrı-ayrı hissəcik üçün potensial temperatur sabitdir ( Θ =const). Onda yazmaq olar:

( )111

γγ −Θ

=Θ

aTdzd

, ( )222

γγ −Θ

=Θ

aTdzd

, (18)

74

və sonra

( ) ( )222

11

12

1

12

γγγγ −Θ

=−Θ

=Θ

=Θ

aa Tdzdz

Tdzdz

dzd

dzd . (19)

Müəyyən sadələşdirilmədən sonra yazmaq olar:

( ) ( )22211

1221

1

γγγγ −Θ

=−Θ

aa TTspTsp

T. (20)

Buradan isə almaq olar:

( )11

2212 sp

spaa γγγγ −−= . (21)

(21) tənliyindən göründüyü kimi, γ2 çökmüş hava qatında başlanğıc stratifikasiyadan (γ1), sıxılma və axma

dərəcəsindən

=

11

22

spspk asılıdır.

Antisiklonik inversiyalar istənilən hündürlüklərdə ya-rana bilər, onların gücü bir neçə on metrdən bir neçə yüz metrə qədər olur, intensivlikləri 4-50-yə qədər çata bilər. Belə inversiyalarda hündürlüyə görə havanın nisbi, bəzi hallarda isə mütləq rütubətlikləri də kəskin azalır. Bir çox hallarda belə inversiyaların altında lələkli-laylı (Cs) və ya yüksək-topa (Ac) növlü buludlar müşahidə olunurlar.

Sərbəst atmosferdə inversiyanın digər növünə cəbhəvi inversiyalar aiddir. Onların ən başlıca xüsusiyyəti, burada hündürlüyə görə havanın rütubətliyinin bir qədər

75

artmasıdır. Belə inversiyaların bir sıra xarakteristikaları (Sankt-Peterburq ş., qış) cədvəl 6-da verilmişdir.

Qeyd etmək lazımdır ki, inversiya altındakı buludlar

onun güclənməsinə kömək edir, belə ki, bulud hissəcikləri istiliyi buraxaraq, inversiya havasından tez soyuyur.

Cədvəl 6

Cəbhəvi inversiyaların xarakteristikaları

100 m-ə görə dəyişmə Cəbhə növü

Orta qa- llınlığı, m T, 0S F, %

Civə sütunu mm-lə

İsti cəbhə (anacəbhə)

330 +1,2 +0,8 +0,2

İsti cəbhə (katacəbhə)

400 +0,8 -0,8 +0,2

Soyuq cəbhə 280 +0,1 +1,3 +0,3

Qeyd: anacəbhə-cəbhə səthi üzərində qalxan isti havası olan cəbhə; katacəbhə-cəbhə səthi üzərində enən isti havası olan cəbhə.

§ 15. Yer kürəsi üzrə istilik enerjisinin paylanmasının qeyri-bərbərliyi

Yer planetində hava axınlarının yaranmasının əsas səbəbi Yerin müxtəlif qurşaqları arasında istiliyin qeyri-bərabər paylanmasıdır. Bunun nəticəsində troposferdəki izotermik və izobarik səthlərin qütblərə doğru meyilliyi və

76

izobarik-izotermik solenoidlərin yaranması baş verir. Ekvatorda hava yuxarı qalxır, qütblərdə aşağı düşür. Nə-ticədə, ekvatoryanı zonada alçaq təzyiq, qütb rayonlarında isə yüksək təzyiq zonaları formalaşır. Yerin fırlanmasının sapma qüvvələri nəticəsində, bu meridional axınlar zonal axınlara keçməyə başlayırlar.

Yer kürəsinin istilik enerjisinin əsas mənbəyi Günəş radiasiyasıdır. İl ərzində Günəşlə Yer arasındakı orta məsafədə 1 sm2 sahəyə düşən günəş radiasiyasının axını 1000 kkal təşkil edir. Lakin, Yerin kürə formasında olması nəticəsində atmosferin xarici sərhəddində orta hesabla bu kəmiyyətin 1/4 hissəsi, yəni 250 kkal/(sm2

•il) radiasiya axını gəlir. Bunlardan 150 kkal/(sm2

•il) Yer tərəfindən udulur. 75% radiasiya (112,5 kkal/(sm2

•il)) Yer səthi tərəfindən, 25% isə (37,5 kkal/(sm2

•il) ancaq atmosfer tərəfindən udulur.

İsinmiş Yer səthi uzundalğalı radiasiyanı əks istiqa-mətdə şüalandırır ki, onların da müəyyən hissəsi atmos-ferdəki qazlar və su buxarı tərəfindən udulur. Analoji proseslər atmosferdə də baş verir.

Atmosferdə istiliyin paylanmasında turbulentlik və rütubət mübadiləsi də vacib rol oynayır. Kürəyə bənzər səthin radiasiya yolu ilə qızmasının qeyri-bərabərliyi yüksək və aşağı enliklər arasında üfüqi istilik mübadilə-sinin yaranmasını şərtləndirir. Axırıncılar isə makrotur-bulent istilik mübadiləsi, istiliyin okean axınları ilə da-şınması və kondensasiya istiliyinin yenidən paylanması

77

formasında həyata keçir. Aparılan təhlillər və hesablamalar göstərmişdir ki, ilin

soyuq dövründə hər bir yarımkürədə müsbət və mənfi radiasiya balansı zonaları mövcuddur. İlin isti dövründə isə qütbətrafı rayonlarda müsbət radiasiya balansının qiymətləri azdır və daha aşağı enliklərə nisbətən çox kiçikdir. Atmosfer sirkulyasiyasının zonal və meridional tərkib hissələrinin inkişafı üçün bu fakt böyük əhəmiyyət kəsb edir.

Atmosferin müxtəlif enliklərdə aldığı istilik, baxılan rayonun yerindən asılı olmaqla bərabər, həm də istilik balansının digər tərkib hissələrinin zaman və məkana görə paylanmasının qeyri-bərabərliyindən də əhəmiyyətli dərəcədə asılıdır. Bu isə atmosferdə havanın burulğan hərəkətlərinin və onlarla əlaqəli olan sirkulyasiyanın meridional hissəsinin yaranmasına kömək edir. Atmosferin istilik balansının tərkib hissələri buludların pay-lanmasından, miqdarından və formasından, yağıntıların miqdarından, atmosferdə rütubət ehtiyatlarından, küləyin sürətindən, yəni, son nəticədə makrosinoptik proseslərin xarakterindən asılıdır.

§ 16. Atmosferdə istilik axınları Yer kürəsinin və onun tərkib hissəsi olan atmosferin

əsas istilik mənbəyi Günəş radiasiyasıdır. Onun çox hissəsi

78

Yer səthinə çatır. Troposfer təbəqəsi isə istiliyi başlıca olaraq Yer səthindən alır.

İstiliyin Yer səthindən atmosferə daşınması aşağıdakı əsas proseslər hesabına baş verir:

-konvektiv və turbulent istilik mübadiləsi; -radiasiyanın şüalanması və udulması; -suyun faza keçidləri; -molekulyar istilik mübadiləsi. Hava fasiləsiz olaraq hərəkət edir. Onunla birlikdə

hərəkətdə olan hava hissəciklərinin istiliyi də yerini dəyişir. Vahid zamanda vahid sahədən keçib daşınan hissəciklərin istilik tutumunu ( Tc p ) istilik axınları adlandırmaq qəbul

edilmişdir. Belə bir sahədən keçən istilik axını konvektiv ( kQ ) və turbulent ( TQ ) istilik axınları hesabına formalaşır.

Konvektiv istilik axını orta sürəti S olan hava hissəciklərinin nizamlı hərəkəti ilə şərtləndirilir:

TccQ pk •••= ρ , (22)

burada: pc -sabit təzyiqdə xüsusi istilik tutumu; ρ -havanın

sıxlığı; T-hissəciklərin temperaturudur. Bu ifadədən görmək olar ki, vahid zamanda 1m2-lik

sahədən kütləsi c•ρ -yə bərabər olan hava kütləsi keçir. Küləyin orta sürətinin üfüqi tərkib hissəsi şaquli

hissəsindən yüz dəfələrlə çox olduğu üçün, konvektiv axınlar istiliyi əsasən üfüqi istiqamətdə daşıyırlar. Beləliklə, kQ -nın üfüqi tərkib hissəsi advektiv istilik

79

axınları adlanır. Ümumi istilik axınının şaquli tərkib hissəsi isə konvektiv axın adlanır.

Turbulent istilik axını ( TQ ) hava axınlarının sürətlərinin pulsasiyası ilə şərtləndirilir.

Atmosferin su buxarı, aşqar, ozon və s. kimi tərkib hissələrinin turbulent axınları, onların xüsusi miqdarının qradiyentlərinə mütənasibdir.

Turbulent qarışma prosesində daşınan hissəcik aşa-ğıdakı xassələrə malikdir:

-hissəcik ətraf mühit ilə qarışmayaraq hərəkət edən müddətdə, onun elementar hava kütləsində sabitliyinə;

-iki hava kütləsinin qarışması vaxtı onun miqdarının saxlanmasına;

-baxılan hissəciyin digər hissəciklərin turbulent hərəkətlərinə əks təsirinin olmaması - passivliyinə.

Havanın istilik tutumu ( )Tc p birinci və ümumiyyətlə,

üçüncü şərtin tələblərini ödəmir. Hissəciklərin temperaturu şaquli hərəkətlərdə dəyişir. Lakin, istilik axını olmadıqda, hissəciyin potensial temperaturu ( Θ ) öz sabit qiymətini saxlayır. Nəticədə, istiliyin daşınması vaxtı sabit hissəcik rolunu potensial istilik tutumu oynayır ( )Θpc . Bu səbəbə

görə, şaquli istiqamət boyu turbulent istilik axınının düsturu belə olacaq:

+

∂∂

−=∂Θ∂

−=∂Θ∂

−= apppT zTkc

zkc

zAcQ γρρ , (23)

80

burada: A – şaquli turbulent istilik mübadiləsi əmsalı; k -temperatur keçiriciliyi əmsalı; aγ -quru adiabatik qradiyent; z - hündürlükdür.

Beləliklə, turbulent istilik axınının qiyməti ( )TQ quru dayanıqlı stratifikasiya halında ( aγγ < ) mənfidir ( )0<TQ , yəni, o, yuxarıdan aşağıya istiqamətlənib. Quru neytral stratifikasiyada ( aγγ = ) 0=TQ və qurudayanıqsız stratifikasiyada ( aγγ > ) o, müsbət olmaqla ( )0>TQ , aşağıdan yuxarıya istiqamətlənib.

Üfüqi istiqamətdə ( l ) turbulent istilik axını potensial temperaturun bu istiqamətdə dəyişməsinə düz mütənasibdir:

lAcQ p

iT ∂

Θ∂′−=)( , (24)

burada: A′ -üfüqi turbulent istilik mübadiləsi əmsalı. Havanın təzyiqi üfüqi istiqamətdə tədricən dəyişdiyi

üçün, (24) düsturunda potensial temperaturun üfüqi də-yişməsini kinetik temperaturun üfüqi dəyişməsi ilə əvəz etmək olar.

Hər hansı bir cism kimi, Yer səthi də enerji şüaları buraxır və onlar atmosferin qızmasına yönəlib. Günəşin temperaturuna nisbətən Yer səthinin temperaturu çox az olduğu üçün, onun şüalandırdığı enerji əsasən spektrin görünməyən infraqırmızı hissəsinə aiddir. Məlumdur ki, Yer səthinə mütləq qara cism kimi baxmaq olmaz. Lakin, müxtəlif səthlərin uzundalğalı radiasiya spektrlərinin

81

öyrənilməsi göstərmişdir ki, lazımi dəqiqlik səviyyəsində Yer səthini boz cism kimi qəbul etmək olar. Bu o deməkdir ki, bütün dalğa uzunluqlarında Yer səthindən əks şüalanma, bu səthlə eyni temperatura malik olan mütləq qara cismin şüa buraxmasından eyni bir əmsalla fərqlənir. Beləliklə, Yer səthindən əks şüalanmanı ( 0B ) Kirxhof qanunu əsasında aşağıdakı formada yazmaq olar:

400 TB ••= σδ , (25)

burada: 0T - Yer səthinin temperaturu; δ -nisbi udma əmsalı; σ -Stefan-Bolsman sabiti.

Eksperimental məlumatlara görə δ -nın qiymətləri müxtəlif səthlər üçün 0,85-dən 0,99- a qədər dəyişir (cədvəl 7).

Cədvəl 7 Müxtəlif təbii örtüklərin udma qabiliyyəti

Səth δ Narın qum quru yaxşı nəmlənmiş

0,949 0,962

Torf quru yaxşı nəmlənmiş

0,970 0,983

Yaşıl bitki örtüyü sıx rütubətli qumsal torpaqda seyrək

0,986 0,975

Yeni yağmış qar 0,986

82

Su səthi sakit 4-5 ballıq dalğalanmada

0,893 0,910

Spektrin infraqırmızı sahəsində ən böyük udma

qabiliyyəti qar örtüyünə malikdir ( 986,0=δ , bəzi məlumatlara görə isə 0,995). Yer səthi üçün δ -nın orta qiyməti 0,95 qəbul edilmişdir.

Qeyd etmək olar ki, Yer səthinin şüa buraxması onun temperaturundan asılıdır, temperatur artdıqca şüalanma da artır. Bu axın gecə-gündüz müşahidə olunur və Günəşin şüa axınından birbaşa asılı deyil.

§ 17. Turbulent atmosferdə istiliyin axıb gəlməsi tənliyi

Hər hansı bir hava həcmində temperaturun dəyişməsi

istiliyin ümumi axını ilə yox, bu həcmə daxil olan və buradan çıxıb gedən istilik axınlarının fərqi ilə müəyyən olunur.

Turbulent atmosferdə istiliyin axıb gəlməsi tənliyini ümumi formada almaq üçün, atmosferdə ən çox rast gəlinən istilik axınlarını nəzərə almaq lazımdır. Bu vaxt ilk variant kimi enerjinin saxlanması tənliyini istifadə etmək olar:

83

dtdp

pRT

dtdTc

dtdq

p −= , (26)

burada: dtdq -vahid zaman müddətində hərəkət edən havanın

vahid kütləsinə daxil olan istilik (xüsusi istilik axını sürəti). Temperaturun şaquli paylanmasına təsir edən istilik

axınları kimi, atmosferdə əsas istilik mənbələrinə ayrı-ayrı hava təbəqələri ilə Yer səthi və atmosfer arasında şüa (εş) və turbulent istilik (εt) mübadilələri, atmosferdə suyun faza keçidləri vaxtı istiliyin udulması və ya ayrılması (εf) və kinetik enerjinin istilik enerjisinə çevrilməsi (dissipasiyayası) (εk) nəticəsində udulan istilik mənbələri

aiddir. Onda, dtdq -nü dörd toplananın cəmi kimi göstərmək

olar:

dtdq =εş + εt + εf + εk. (27)

İstiliyin gəlməsinin istənilən növü üçün ümumi düsturu almaq məqsədilə, bu növün istilik axınını bilmək kifayətdir. Müvafiq düsturların çıxarışına istiliyin şaquli paylanması nümunəsində baxmaq olar.

Tutaq ki, atmosferdə havanın elementar hava sütunu mövcuddur və onun en kəsiyi 1 m2-ə bərabər olmaqla, z və z+dz hündürlükləri arasında yerləşmişdir. Bu vaxt baxılan sütunun aşağı hissəsində istilik axınını zQ , yuxarı hissəsində isə zz dQQ + kimi qəbul etmək olar. Buradan

84

belə nəticəyə gəlmək olar ki, baxılan hava sütununa gələn istilik axını, buraya daxil olan ( zQ ) və buradan çıxıb gedən ( zz dQQ + ) istilik axınlarının fərqinə bərabər olar:

( ) zzzz dQdQQQ −=+− . (28) Buradan göründüyü kimi, istilik axınının zdQ qədər

dəyişməsi dz məsafəsində baş vermişdir (digər koordinatlar dəyişməmişdir: dx=dy=0). Onda zdQ axınının differensialını belə yazmaq olar:

dzz

QdQ zz ∂

∂= . (29)

Baxılan hava sütununun kütləsi dzdm ρ= -ə bərabər olduğu üçün, 1 kq havaya vahid zamanda axıb gələn istilik axını ε( ) aşağıdakı kimi hesablanacaq:

zQ

dmdQ zz

∂∂

−=−=ρ

ε1 . (30)

Əgər istilik axınının hər üç koordinat oxu üzrə tərkib hissələri ( xQ , yQ , zQ ) olarsa, onda 1 kq hava kütləsinə axıb

gələn cəmi istilik axınını aşağıdakı kimi ifadə etmək olar:

∂

∂+

∂∂

+∂

∂−=

zQ

yQ

xQ zyx

ρε

1 . (31)

Bu ifadənin mötərizəsi içərisində olan kəmiyyət Q vektorunun divergensiyasıdır:

Qdivz

Qy

Qx

Q zyx =∂

∂+

∂∂

+∂

∂ . (32)

85

Əgər 0 >Qdiv -sa, onda istiliyin hava sütunundan çıxıb getməsi, 0 <Qdiv -sə istiliyin hava sütununa axıb gəlməsi baş verəcək.

(23) və (24) düsturlarına görə, koordinat sisteminin x, y, z oxları üzrə istiliyin turbulent axınının tərkib hissələrini aşağıdakı ifadələrlə göstərmək olar:

xAcQ px ∂

Θ∂′−= , y

AcQ py ∂Θ∂′−= ,

zAcQ pz ∂

Θ∂′−= . (33)

Onda, (31) düsturu əsasında istiliyin turbulent axıb gəlməsini və ya çıxıb getməsini aşağıdakı tənliklə ifadə etmək olar:

∂Θ∂′

∂∂

+

∂Θ∂′

∂∂

+

∂Θ∂′

∂∂

=z

Azy

Ayx

Ax

c pt ρ

ε . (34)

Şüa istilik mübadiləsi nəticəsində dz hündürlüklü vahid kəsikli hava sütununda (şəkil 13) istilik axını üçün ifadə belə yazılacaq:

( )[ ]dzfEkSkGUkdz pps ρβρρε 20 −++= , (35)

burada: U – Yer səthindən gələn uzundalğalı radiasiya; G – yuxarıdan gələn uzundalğalı radiasiya; S-Günəş şüasının qısadalğalı axını; E-baxılan təbəqədən əksşüalanma; β=k’/k; k’ və k-qısa və –uzundalğalı radiasiyanın udulması əmsal-ları; f-albedo; ρp-uducu maddələrin (su buxarı, karbon qazı və s.) sıxlığı.

86

Şəkil 13. Şüa enerjisinin axınlarının sxemi.

Suyun faza keçidləri hesabına istiliyin axıb gəlməsi və ya getməsi su buxarının bir aqreqat halından digərinə keçməsi ilə əlaqəlidir. Məlum olduğu kimi, kondensasiya və sublimasiya proseslərində istilik ayrılır, buxarlanmada isə – udulur. Bu vaxt ayrılan (udulan) istiliyin miqdarı aşağıdakı düsturla hesablanır:

mf •Ω=ε , (36)

burada: m -rütubətliyinin kondensasiyasının (sublimasi-yasının) və ya buxarlanmasının sürəti, yəni, vahid zamanda vahid həcmdə kondensasiya olunan və ya buxarlanan rütubətliyin miqdarı; Ω -kondensasiyanın (sublimasiyanın) və ya buxarlanmanın gizli istiliyi ( qkal600≈Ω ).

Qeyd etmək lazımdır ki, yuxarıda aparılan təhlillər müəyyən bir hava hissəciyinə aid idi. Ümumi halda, belə bir hissəciyin atmosferdə hərəkəti vaxtı fiziki vəziyyətini xarakterizə edən meteoroloji kəmiyyətlər x, y, z koor-dinatlarının və t vaxtının funksiyalarıdır:

( )tzyzFF ,,,= , (37) burada: F -istənilən kəmiyyəti göstərir.

87

Hissəcik hərəkət etdiyi üçün, onun koordinatları da t vaxtının funksiyalarıdır:

)(txx = , )(tyy = , )(tzz = . (38) Hava hissəciyinin daxilində F kəmiyyətinin vaxta

görə dəyişməsini F -in t vaxtına görə törəməsi ilə

dtdF

xarakterizə etmək olar. Beləliklə, mürəkkəb funksiyaların differensialının alınmasının məlum qaydalarına görə yazmaq olar:

dtdz

zF

dtdy

yF

dtdx

xF

tF

dtdF

∂∂

+∂∂

+∂∂

+∂∂

= . (39)

Əgər, x, y, z koordinatları üzrə hissəciyin hərəkətinin

sürətinin proyeksiyalarını udtdx

= , vdtdy

= və wdtdz

=

ifadələri kimi qəbul etsək, onda (39) düsturunu aşağıdakı kimi yazmaq olar:

zFw

yFv

xFu

tF

dtdF

∂∂

+∂∂

+∂∂

+∂∂

= . (40)

Hərəkət edən hava hissəciyində F kəmiyyətinin dəyişmə sürətini xarakterizə edən dtdF törəməsi fərdi və ya tam törəmə, fəzanın hərəkət etməyən nöqtəsində F kəmiyyətinin dəyişmə sürətini xarakterizə edən tF ∂∂ törəməsi isə lokal və ya yerli törəmə adlanır. Hərəkətin

üfüqi sürətindən asılı olan

∂∂

+∂∂

yFv

xFu cəmi advektiv,

88

şaquli sürətdən asılı olan zFw

∂∂ toplananı isə – konvektiv

törəmə adlanır. İndi isə (26) tənliyinin sağ tərəfini başqa formaya

çevirək. Bu məqsədlə, fərdi törəmələr üçün (40) ifadəsindən istifadə etmək olar:

zTw

yTv

xTu

tT

dtdT

∂∂

+∂∂

+∂∂

+∂∂

= . (41)

zpw

ypv

xpu

tp

dtdp

∂∂

+∂∂

+∂∂

+∂∂

= . (42)

(42) tənliyinin sağ tərəfinin toplananlarının qiymətləndirilməsi göstərir ki, axırıncı (konvektiv) toplanan yerli və advektiv törəmələrdən təxminən 10 dəfə çoxdur. Bu səbəbə görə (42) ifadəsində ancaq konvektiv törəməni saxlamaq olar.

(27), (34), (41) və (42) ifadələrini nəzərə almaqla (26) tənliyini aşağıdakı kimi yazmaq olar:

( )+−+

∂∂

+∂∂

−=∂∂

awyTv

xTu

tT

γγ

.p

kfs

czk

zεεε ++

+∂Θ∂

∂∂

+ (43)

Bu ifadə alınarkən, müəyyən sadələşirmələr aparılmışdır, yəni statikanın əsas tənliyindən

=

∂∂

− gwzpw

pRT istifadə olunmuş, istiliyin turbulent

axınının yazılışında sıxlığın dəyişməsi

89

∂Θ∂

∂∂

≈∂Θ∂

∂∂

zk

zzk

zρρ

ρ1 ifadəsi buraxılmış və istiliyin

üfüqi turbulent axını ( kA ′=′ ρ ifadəsi ilə olan üzvlər) nəzərə alınmamışdır.

(43) tənliyi turbulent atmosferdə istiliyin axıb gəlməsi və ya getməsi tənliyidir. Qeyd etmək olar ki, ümumi formada bu tənlik həddən ziyadə mürəkkəb bir tənlikdir.

Müxtəlif proseslərin tədqiqində (43) tənliyinin sadələşdirilmiş formalarından istifadə etmək olar. Bu sadələşdirmələrin əsas prinsipi (43) tənliyinin sağ tərəfindəki toplananlarının sıra kəmiyyətlərinin qiymətləndirilməsi əsasında həyata keçirilir. Onların içində ən kiçik qiymətə malik olan üzvlər nəzərə alınmır. Aşağıda belə sadələşdirilmənin bir neçə variantı təhlil olunur.

1) Sərhəd təbəqəsində (sərbəst atmosferdə) nisbətən kiçik zaman intervalında (təxminən sutka ərzində) temperaturun qeyri-dövri dəyişmələrini öyrənmək üçün ilk yaxınlaşmada havanın individual kütləsinə axıb gələn bütün istilik axınlarını nəzərə almamaq, yəni prosesi adiabatik hesab etmək olar. Bu halda (43) tənliyi aşağıdakı formada olacaq:

( )awyTv

xTu

tT

γγ −+

∂∂

+∂∂

−=∂∂ . (44)

Bu tənliyin sağ tərəfinin birinci toplananı

90

aTtyTv

xTu ∆=∆

∂∂

+∂∂

− istiliyin t∆ vaxtında advektiv də-

yişməsidir və hava kütləsinin üfüqi daşınması (adveksiyası) ilə şərtləndirilir. Əgər, havanın daşınması daha yüksək temperatur sahələrindən (isti sahədən) daha aşağı temperatur sahələrinə (soyuq sahəyə) istiqamətlənibsə, deməli istiliyin adveksiyası, əks istiqamətli daşınmada isə -soyuğun adveksiyası müşahidə olunur. Məlumdur ki, istiliyin (soyuğun) adveksiyası atmosferin bütün yüksəkliklərində temperaturun yerini dəyişməsinin ən vacib amilidir.

2) Atmosferin sərhəd təbəqəsində temperaturun dövrü (sutkalıq) dəyişmələrinin öyrənilməsində (43) tənliyinin ancaq istiliyin şaquli turbulent axıb gəlməsi və ya getməsi toplananı nəzərə alınır:

.z

kzt

T∂Θ∂

∂∂

=∂∂ (45)

Bu tənlik adətən atmosferin istilikkeçiriciliyi tənliyi adlanır.

3) Qeyri-bircins Yer səthi üzərində (məsələn, sututarların sahillərinin yaxınlığında) yerini dəyişən hava kütləsinin xassələri öyrənilərkən sadələşirilmələr aparılır, belə ki, bu ərazilərdə adveksiyanın və turbulent mübadilənin rolu çox böyükdür. Əgər, proses artıq

91

müəyyən bir formaya çatmışsa

=

∂∂ 0

tT , onda bu halda

(43) tənliyi aşağıdakı şəkildə olacaq:

,z

kzt

Tu∂Θ∂

∂∂

=∂∂ (46)

bu vaxt x oxu axın boyu istiqamətlənib (yəni, 0=v ). Qeyri-bircins Yer səthinin təsiri nəticəsində havanın xassələrinin dəyişməsi prosesi hava kütləsinin transformasiyası adlanır.

4) Fəsil və ya il ərzində temperaturun atomsferdə orta paylanmasında həlledici rolu turbulent, şüa və faza keçidləri hesabına istiliyin axıb gəlməsi və ya getməsi hissələri oynayır. Yerli, advektiv və konvektiv temperatur dəyişmələrinin törəmələri vaxta görə ortalaşdırma hesabına sıfıra yaxındırlar. Bu şərtləri nəzərə almaqla, (43) tənliyini belə yazmaq olar:

.0=++

∂Θ∂′

∂∂

+∂Θ∂′

∂∂

+∂Θ∂′

∂∂

fsp yk

yxk

xzk

zc εε (47)

Yuxarıda alınan tənliklər müxtəlif atmosfer proseslərinin və hadisələrinin tədqiqində geniş istifadə olunurlar.

§ 18. Atmosfer təzyiqinin hündürlükdən asılılığı

Atmosfer təzyiqi - atmosferin ən vacib xarakteris-tikasıdır. Onun fəza-məkan dəyişmələri ilə bir çox pro-seslərin inkişafı, o cümlədən, hava axınlarının yaranması və

92

onların xarakterinin dəyişmələri əlaqəlidir. Atmosfer təzyiqinin hündürlüyə görə dəyişməsini barometrik düstur adlanan ifadə ilə vermək olar:

−= ∫

z

dzT

gMR

pp0

01exp , (48)

burada: p0 - Yer səthi üzərində təzyiq; M-havanın orta molekulyar çəkisi; R-qaz sabiti; T-mütləq temperatur.

Bu düstur statistik tarazlıqda olan atmosfer üçün doğrudur. Amma, şaquli hərəkətlərin nəzərə alınmamasının xətası 0,01%-i aşmır.

İzotermik atmosfer üçün (T=const, M=const) baro-metrik düsturu belə yazmaq olar:

−= ∫

z

gdzTR

pp00

01exp , (49)

burada: R0=R/M. Bu düsturdan görünür ki, isti havada təzyiqin hün-

dürlüyə görə azalması soyuq havadakına nisbətən daha ləngdir. Beləliklə, əgər bir-birinə yanaşı iki hava kütləsinin temperaturu müxtəlifdirsə və təzyiqləri Yer səthi üzərində eynidirsə, onda bütün digər hündürlüklərdə isti havada təzyiq soyuqdakına nisbətən çox olacaq, nəticədə isti havadan soyuq havaya istiqamətlənmiş üfüqi təzyiq qradiyenti yaranacaq.

Əgər, Yer kürəsinin fırlanması təsiri və onun qeyri-sferikliyi nəzərə alınmazsa, onda ağırlıq qüvvəsinin təci-

93

linin Yerin mərkəzinə qədər olan məsafədən asılılığını aşağıdakı düsturla ifadə etmək olar:

20

20

0 rGM

rrgzg =

=)( , (50)

burada: r0-Yerin radiusu; G=6,67•10-8 din•sm2/q2-ümum-dünya cazibə sabiti; M0-Yerin kütləsi.

Yerin səthində g=980 sm/san2, 100 km hündürlükdə –təxminən 950 sm/san2, 280 km-də –900 sm/san2, 475 km-də –850 sm/san2, 700 km-də –800 sm/san2-dir.

(50) düsturunu nəzərə almaqla (49) ifadəsini belə yazmaq olar:

−−=

rrTRGMpp 11exp

00

00

, (51)

və ya zrr =− 0 olduğunu nəzərə alaraq yazmaq olar:

−= z

rr

TRgpp 0

0

00 exp . (52)

Atmosfer təzyiqinin hündürlükdən asılılığının eks-perimental məlumatlar əsasında alınmış qiymətlərinin qrafiki şəkil 14-də verilmişdir.

Şəkil 14-də 1-ci əyri orta atmosfer təzyiqinin hündür-lüyə görə dəyişməsini xarakterizə edir (loqarifmik miq-yasda). Bu əyrinin mailliyi (48) düsturundan göründüyü kimi, temperaturun hündürlüyə görə dəyişməsi xarakte-rindən asılıdır. Temperatur inversiyaları olan atmosfer təbəqələrində təzyiqin azalması sürəti azalır. Bu haqda

94

təsəvvürü 2-ci əyri verir. Qalınlığı 10 km olan təbəqənin aşağısındakı təzyiqin onun yuxarısında olan təzyiqə nisbətinin dəyişməsini təsvir edir. Şəkil 14-dən göründüyü kimi, 10 km yüksəklikdəki təzyiq Yer səthindəki təzyiqdən 4,0 dəfə, 20 km yüksəklikdəki təzyiq 10 km-dəki təzyiqdən 4,8 dəfə, 90 km yüksəklikdə isə 80 km-dəkinə nisbətən 6,0 dəfə kiçikdir.

Atmosferin hər bir təbəqəsində təzyiqin qiymətləri geniş intervalda dəyişə bilər. Təzyiqin ekstremal qiymətləri arasındakı fərq (∆p=pmax-pmin) hündürlüyə görə azalır.

Şəkil 14. Atmsofer təzyiqinin (1) və nisbi təzyiqin (2)

hündürlüyə görə dəyişməsi.

95

p∆ kəmiyyətindən fərqli olaraq, pp∆ nisbəti daha

informativdir. Əgər, Yer səthi üzərində bu nisbət təxminən 11% olduğu halda, 15 km hündürlükdə 36%, çox böyük yüksəkliklərdə isə 100% ola bilir.

Termik amillərin təsiri nəticəsində havanın təzyiqinin hündürlüklərdə dəyişməsi dövri (fəsli və ya sutkalıq gediş) və qeyri-dövri xarakterə malik ola bilər.

Atmosfer təzyiqinin dəyişməsi ən aydın olaraq illik gedişdə ifadə olunmuşdur. Mülayim və yüksək enliklərdə Yer səthi üzərində maksimal orta aylıq təzyiq yanvar-fevral aylarında, minimal isə – iyul-avqustda müşahidə olunur. Hündürlüyə görə maksimum və minimumların mühşahidə olunması vaxtı sürüşür.

Atmosfer təzyiqinin illik gedişinin amplitudası hün-dürlüyə görə azalır, belə ki, bu vaxt təzyiq azalır.

Qütb və mülayim enliklərdə Yer səthi üzərində atmosfer təzyiqinin sutkalıq tərəddüdləri çox azdır, cənub enliklərdə, xüsusilə də yay fəslində onlar nəzərəçarpacaq dərəcədədir və amplitudaları 4-5 millibara çata bilər.

Atmosfer təzyiqinin sutkalıq gedişinin başlıca səbəbi atmosferin qızması və gündüz saatlarında yüksəkliklərdə ən çox isti yerdən havanın axıb getməsidir.

Atmosfer təzyiqinin sutkalıq gedişindəki tərəddüdlərə həm də ay və günəş qabarmaları də təsir göstərə bilir. Qabarmaların təsiri atmosferin elastik rəqs etmələri ilə

96

əlaqəlidir. Bunlarla bərabər, Yerin sutkalıq fırlanması da təzyiqin dəyişməsinə təsir göstərir.

Troposferdə və stratosferdə sirkulyasiya proseslərinin dəyişməsi ilə əlaqəli olan atmosfer təzyiqinin qeyri-dövri dəyişmələri böyük əhəmiyyət kəsb edir. Yüksəkliklərdə təzyiqin qeyri-dövri dəyişmələri onun adi sutkalıq dəyişmələrindən əhəmiyyətli dərəcədə böyükdür.

97

IV FƏSIL

HAVANIN RÜTUBƏTLIYI VƏ BULUDLARIN ƏMƏLƏ GƏLMƏSININ FIZIKI ƏSASLARI

§ 19. Hava rütubətliyinin dövranı haqqında

ümumi anlayış

Su buxarı atmosferə Yer səthindən buxarlanma prosesi nəticəsində daxil olur. O, atmosferdə nizamlanmış hava axınları və turbulent qarışma hesabına daşınır. Soyumanın təsiri nəticəsində su buxarı atmosferdə kondensasiyaya məruz qalır, nəticədə əvvəlcə buludlar, son-ra isə Yer səthinə düşən yağıntılar əmələ gəlir.

Buxarlanma və kondensasiya prosesləri hesabına böyük kütləyə malik olan su, Yer kürəsində dövran edir.

Çoxillik orta məlumatlara görə, Yer kürəsində su-yun dövranı aşağıdakı məlumatlarla xarakterizə olunur (cədvəl 8).

İl ərzində okeanların səthindən (361 mln. km2) qalınlığı 1423 mm (və ya 5,14•1014 ton) olan su təbəqəsi, materiklərin səthindən (149 mln. km2) – 423 mm (və ya 0,63•1014 ton) su buxarlanır. Yağıntı layının qalınlığı okeanlarda 1313 mm (və ya 4,74•1014 ton), materiklərdə -689 mm (və ya 1,03•1014 ton), bütün Yer kürəsi üzrə isə -1131 mm (və ya 5,77•1014 ton) təşkil edir.

Materiklər üzərinə düşən yağıntılar buxarlanmadan

98

daha da çoxdur (266 mm və ya 0,44•1014 ton). Bu, o deməkdir ki, materiklərə daxil olan su buxarının əsas hissəsi okeanlardan daşınır. Digər tərəfdən, materiklərdə buxarlanmayan sular (266 mm) çaylara, oradan isə okeanlara axır. Okeanlarda buxarlanma yağıntının miqdarından 110 mm çoxdur.

Cədvəl 8 Yer kürəsində suyun dövranı barədə məlumat

Ərazi Yağıntı, mm/il

Buxarlanma, mm/il

Axın, mm/il

Materiklər 689 423 266 Dünya okeanı

1313 1423 110

Yer kürəsi 1131 1131 0 Atmosferdə orta hesabla 1,29•1013 ton su buxarı və

maye su var, bu da qalınlığı 25,5 mm olan su layına ekvivalentdir. İl ərzində Yer səthinə düşən yağıntının orta miqdarı 1131 mm olduğu üçün, su buxarı atmosferdə ildə 1131:25 ≈ 45 dəfə dəyişir. Suyun belə dövranını çox intensiv hesab etmək olar. Belə ki, okeanlarda suyun təzələnməsi 2500 ildə 1 dəfə baş verir.

1 sm2 Yer səthindən suyun buxarlanmasına sərf olunan enerji (113,1•2500=2,82•105 Coul) əsası 1 sm2 olan Yer səthi-atmosfer sütununun bir ildə uda bildiyi günəş radiasiyası (1,37•0,25•0,7•3600•24•365•10-1=7,6•105 coul,

99

burada 0,25 vuruğu Yerin şarformalı və fırlanma təsirini əks etdirir) ilə demək olar ki, müqayisə oluna bilər. Beləliklə, buxarlanmaya sərf olunan istilik Yer tərəfindən udulan günəş istisinin 30%-ni təşkil edir. Atmosferdə su buxarının kondensasiyası nəticəsində ayrılan istilik buxarlanmaya sərf olunan istiliyə bərabərdir və bütün atmosfer üçün 2•1012 kVt-a bərabər olan kinetik enerjinin generasiya sürətindən təxminən 15 dəfə çoxdur. Bütün bu məlumatlar suyun faza keçidləri proseslərinin Yer atmosferinin enerji balansında oynadığı çox böyük rolu vurğulayır.

§ 20. Turbulent atmosferdə su buxarının

daşınması tənliyi

Su buxarı atmosferdə orta sürəti ( )wvuc ,, olan nizamlı hərəkətlə və turbulent pulsasiya yolu ilə yayılır. Molekulyar diffuziya isə ancaq qalınlığı bir neçə millimetr olan buxarlandırıcı səthin yaxınlığında nəzərəçarpacaq rol oynayır.

Ayrı-ayrı hissəciklər hərəkət edərkən, su buxarının kütlə hissəsi sabit qalır. Onun bütün digər xarakteristikaları isə (mütləq və nisbi rütubətlik, təzyiq, şeh nöqtəsi) dəyişir. Bu səbəbə görə, su buxarının turbulent axını su buxarının kütlə hissəsinin qradiyentinə mütənasibdir:

zskQ b ∂

∂−= ρ , (53)

100

burada: bk -su buxarının turbulent diffuziya əmsalı. Əsasən belə hesab olunur ki, bu əmsallar bərabərdir

( kkb = ). Atmosferdə sahəsi 1 m2 və hündürlüyü dz olan

elementar hava həcminə baxaq. Tutaq ki, aşağı səth səviyyəsində su buxarının axını Q -yə, yuxarıda isə -

dQQ + -yə bərabərdir. Onda, vahid zamanda seçilmiş həcmdə dQdQQQ −=+− )( fərqi kütləsində su buxarı qalacaq.

(53) düsturunu nəzərə almaqla, bu rütubətin axıb gəlməsi ifadəsini belə yazaq:

dzzsk

zdz

zQdQ

∂∂

∂∂

=∂∂

−=− ρ . (54)

Bu axının təsiri nəticəsində su buxarının dəyişməsi baş verəcək. Hərəkət edən individual hava həcminə baxıldığı

üçün, vahid zamanda su buxarının dəyişməsini dtds tam

törəməsi xarakterizə edəcək, seçilən həcmdə isə su

buxarının kütləsinin dəyişməsi dzdtds

ρ olacaq.

Turbulent diffuziyanın təsiri altında axıb gələn su buxarını onun kütləsinin seçilmiş həcm daxilində dəyişməsinə bərabərləşdirməklə, turbulent atmosferdə su buxarının daşınması tənliyini almaq olar:

∂∂′

∂∂

+

∂∂′

∂∂

+

∂∂′

∂∂

=ysk

yxsk

xzsk

zdtds

ρρρρ . (55)

101

Bu tənliyə həmçinin x və y üfüqi istiqamətlərində turbulent diffuziya ilə şərtləndirilən istiliyin axıb gəlməsi daxil edilmişdir. Əgər, (55) tənliyi lokal törəməyə nisbətən həll edilsə, onda alarıq:

∂∂

∂∂

+∂∂

−

∂∂

+∂∂

−=zsk

zzsw

ysv

xsu

dtds

ρρ1 . (56)

Burada k ′ ilə olan üzvlər buraxılmışdır. (56) tənliyi iki tərtibli xüsusi törəməli differensial

tənlikdir və bu tənliyə görə s kəmiyyəti fəzanın müəyyən bir nöqtəsində aşağıdakı proseslərin təsiri altında dəyişir:

1) üfüqi istiqamətdə su buxarının orta sürətlə nizamlı daşınması. Bu proses su buxarının adveksiyası adlanır;

2) su buxarının şaquli cərəyanlarla nizamlı daşınması. Bu proses su buxarının konveksiyası adlanır;

3) su buxarının şaquli və üfüqi istiqamətdə turbulent diffuziyası. Bu prosesdə ən əhəmiyyətli rolu konveksiya oynayır.

§ 21. Buludların əmələ gəlməsinə təsir edən

atmosfer prosesləri

Bulud dedikdə –atmosferdə su buxarının konden-sasiyası nəticəsində əmələ gələn su damcılarının və kris-tallarının toplusu başa düşülür. Buludlar və onlardan düşən yağıntılar ən vacib atmosfer hadisələrinə aiddirlər.

Əmələ gələn buludların xassələri havanın temperatu-rundan və rütubətliyindən, üfüqi, xüsusilə də şaquli hava

102

axınlarından, radiasiya şəraitindən və s. asılıdırlar. Buludların əmələ gəlməsi, inkişafı və dağılması vaxtı,

suyun faza keçidləri sərbəst atmosferdə istilik rejiminə, şüaların əks olunmasına və udulmasına və s. təsir göstərir. Bu vaxt udulan və ya ayrılan istilik sinoptik miqyaslı proseslərdə müəyyən rol oynayır.

Buludların əmələ gəlməsi atmosferdəki mürəkkəb ter-modinamiki proseslərlə əlaqəlidir və onlar fasiləsiz olaraq buludların təkamülünə səbəb olurlar. Bulud hissəciklərinin bir hissəsi (damcı və ya kristallar) oradan düşür, bir hissəsi yenidən yaranır, digər hissəsi isə buxarlana bilir. Buludlar daxilində kondensasiya, koaqulyasiya və s. proseslər gedir ki, bunlar da buludların mikrostrukturunun fasiləsiz yenidən qurulmasına gətirib çıxarır.

Buludların əmələ gəlməsi həmişə nisbi rütubətliyin kəskin lokal artması ilə əlaqəlidir ki, nəticədə, atmosferin bu və ya digər hissəsində hava su buxarı ilə doymuş olur. Bunun birbaşa səbəbi, bir qayda olaraq, havanın lokal soyumasıdır. Bu proses ən çox hallarda adiabatik, bəzi hallarda isə qeyri-adiabatikdir.

Havanın adiabatik soyuması siklonda yuxarı qalxan nizamlı hava hərəkətlərində, xüsusilə də atmosfer cəbhələri zonasında konvektiv elementlərin yuxarı qalxması, havanın turbulent qarışması vaxtı baş verir. Dağlar üzərində, dəniz və okeanların sahillərində yuxarı istiqamətlənmiş hərəkətlər bir çox hallarda burada əmələ gələn atmosfer dalğalarının yallarında yaranır.

103

Buludların əmələ gəlməsinə təsir edən qeyri-adiabatik proseslərə havanın radiasiya şüalanması yolu ilə soyuması, daha soyuq Yer səthi ilə istilik mübadiləsi nəticəsində havanın soyuması, isti rütubətli havanın soyuq hava ilə qarışması ilə əlaqəli olan soyuma və s. aiddir.

Buludların əmələ gəlməsində ən böyük rolu havanın adiabatik soyuması oynayır. Bunun səbəbi isə böyük ölçü-lərə malik rütubətli havanın konvektiv və ya məcburi yuxarı qalxmasıdır. Məsələn, bir neçə yüz və ya bir neçə min kilometr məsafəyə yayılan geniş bulud sahələri belə yaranır. Qeyd etmək lazımdır ki, adətən belə proseslərin gedişinə bu və ya digər dərəcədə ətraf atmosferlə istilik mübadiləsi, radiasiya amilləri və s. təsir göstərirlər.

Qeyri-adiabatik proseslər ən böyük rolu aşağı laylı buludların və dumanların əmələ gəlməsində oynayırlar.

Buludların ümumi qəbul edilmiş təsnifatında əsasən onların struktur-morfoloji əlamətlərindən və bünövrələrinin hündürlüyündən istifadə olunur. Bu təsnifatın mənfi cəhəti, genetik cəhətdən yaxın buludların (laylı-topa (Cs), yüksək-topa (Ac), lələkli-topa (Cc)) müxtəlif yaruslarda olması ilə əlaqədardır. Buna görə, buludların fizikası öyrənilərkən, onların genetik təsnifatından istifadə etmək daha məqsədəuyğundur. Bu təsnifat əsas bulud əmələgətirən amillərin təhlili əsasında qurulmuşdur və belə təhlilə görə buludlar laylı, dalğavari və topa formalı siniflərə bölünür.

1) Laylıformalı buludlar ən geniş buludlar sinfini

104

yaradırlar. Buraya müəyyən dərəcədə iki sərbəst bulud qrupları daxildir. Birinci qrupa laylı-yağış (Ns), yüksək-laylı (As), lələkli-laylı (Cs) və lələkli (Ci) buludların bir sıra növləri, ikincilərə isə – laylı (St, St fr.) aiddirlər.

2) Dalğavari buludlara laylı-topa (Sc), yüksək-topa (Ac), lələkli-topa (Cc) formalı buludlar aiddirlər.

3) Topaformalı buludlara topa (Cu), topa-yağış (Cb), yüksək topa (Ac cast.) və başqaları aiddirlər.

§ 22. Havada su zərrəciklərinin kondensasiya

yolu ilə böyüməsi

Havada su zərrəciklərinin kondensasiya yolu ilə bö-yüməsinin fiziki mexanizmini araşdırmaq üçün ikifazalı aerozol sisteminə baxmaq olar. Belə sistemlər təbii şəraitdə müsbət temperaturda bulud və duman formasında, mənfi temperaturda tam doymuş su buxarı formasında müşahidə olunurlar.

Belə aerozollarda hissəciklərin kondensasiya yolu ilə böyüməsinin və ya buxarlanmanın əsas səbəbi temperaturun dəyişməsidir.

Monodispers buludlarda hissəciklərin kondensasiya yolu ilə böyüməsini aşağıdakı təqribi tənliklə hesablamaq olar:

τρµ

τπ

ddT

MpnkTfLE

ddr

2

3

34

−= , (57)

burada: r- damcının radiusu; τ- zaman; f -damcıdan lazımi

105

qədər uzaq məsafədə havanın nisbi rütubətliyi; L- suyun buxarlanma istiliyi; E- havada doymuş buxarın təzyiqi; µ- su buxarının nisbi molekulyar kütləsi; ρ - suyun sıxlığı; n- damcıların sayı; T- damcıdan lazımi qədər uzaq məsafədə havanın temperaturu; M- havanın nisbi molekulyar kütləsi; p- havanın təzyiqi.

Real şəraitdə bulud və dumanlar polidispers olduqları üçün, buradakı bulud damcıları müxtəlif ölçülərə malikdirlər. Belə halda (57) tənliyini hər bir damcı üçün yazmaq lazımdır.

Bu vəziyyət tənliklərin həlli prinsiplərini qeyri-mümkün edir. Ona görə də, polidispers bulud və duman-larda hissəciklərin kondensasiya yolu ilə böyüməsini hesablamaq üçün, r radiuslarını onların orta qiymətləri ilə əvəz etmək olar:

∫∞

=0

drrrr )(η , (58)

burada: η(r) - damcıların ölçülərinə görə paylanması funksiyası.

Təcrübələr göstərmişdir ki, η(r) funksiyası aşağıdakı düsturla lazımi dəqiqliklə hesablana bilər:

( )ννη brarr −= exp)( 1 , (59)

burada: a və b- empirik əmsallardır və ∫∞

=0

1)( drrη və

106

maxrr = olduqda, 0=∂

∂rr)(η şərtləri ilə müəyyən olunurlar.

a və b empirik əmsallarını və Γ -tam qamma-funk-siyasını hesablamaq üçün istifadə olunan düsturları (59) ifadəsində yerinə qoymaqla, η(r) funksiyasını belə yazmaq olar:

+Γ

−

=+

+

νν

νν

ν

νν

ην

νν

ν

ν

1

exp

)(1

1

1

1

1

11

1

m

m

r

rrr

r , (60)

burada: rm- η(r) funksiyasının modası; Γ- tam qamma-funksiya.

Ümumiyyətlə götürdükdə isə, hesablamalar aparmadan da damcıların kondensasiya yolu ilə böyüməsinin bir sıra xüsusiyyətlərinin fiziki mənasını aşağıdakı kimi şərh etmək olar. Belə ki, buludlarda doymanın dərəcəsindən asılı olmayaraq, o, iri damcılar üçün çox olacaq. Beləliklə, doyma böyük olduqda, bütün damcılar böyüyəcək, doyma az olduqda isə –iri damcılar böyüyəcək, kiçiklər- buxarlanacaq. Amma, istənilən halda, iri damcılar üstünlük əldə edəcək. Ona görə də, temperatur aşağı düşdükdə damcıların ölçülərinə görə paylanması əyrisi daha böyük ölçülü damcılara görə yerini dəyişəcək.

Beləliklə, kondensasiya yolu ilə böyümə nəticəsində iri damcıların kondensasiya «şleyfi» əmələ gəlir, onlar buludlardan nisbətən sürətlə ayrılaraq aşağı düşür, yol üstü

107

daha kiçik ölçülü damcılarla toqquşaraq onlarla birləşmə hesabına böyüyürlər. Bu effekt qravitasiya koaqulyasiyası adlanır.

Hesablamalar göstərir ki, damcıların böyüməsi sürəti aerozolun soyuması sürətinin artması ilə artır, amma zaman keçdikcə η(τ) paylanma funksiyaları daha böyük ölçülü damcılar tərəfə yerini dəyişirlər. Bulud və dumanlarda isə soyuma sürəti az olduğu üçün, damcıların sonuncu ölçülərinin soyuma sürətindən asılılığı böyükdür. Lakin, aerozolların bütün soyuma sürətlərindən asılı olmayaraq, damcıların sonuncu böyüməsinin ən güclü arqumenti aerozolun temperaturudur.

Nümunə kimi, şəkil 15-də maksimal rütubətliyin aero-zolun soyuma sürətindən tipik asılılığı verilmişdir.

108

Şəkil 15. Aerozolda buxarın doyması (f) və aerozolun müxtəlif

soyuma sürətlərində kondensasiya sürəti əmsalı. Buradan göründüyü kimi, buludlardakı təbii proseslərdə

su buxarının toplanması baş verir, rütubətlik vahidə yaxındır, spontan kondensasiya yoxdur. Lakin, daha tez soyumada rütubətlik spontan kondensasiyaya müvafiq olan böhran qiymətinə çatır.

§ 23. Buludlarda hissəciklərin iriləşməsi

Buludəmələgəlmə inkişaf etdikcə və burada rütubət

toplandıqca, bulud hissəciklərinin iriləşməsi və onların Yer

109

səthinə çata bilən yağış damcılarına çevrilməsi üçün şərait yaxşılaşır.

Birinci mərhələdə yenidən yaranmış buludlarda hissəciklərin böyüməsi kondensasiya prosesi hesabına baş verir. Bulud damcılarının kondensasiya iriləşməsini aşağıdakı düsturla ifadə etmək olar:

nMpkTLE

wwT

dzdr

rkond2

3

34

ρµ

π−

−=

. (61)

burada: T - damcının temperaturu. Onların böyüməsi şaquli sürətlərin turbulent pulsa-

siyasının olması şəraitində baş verir. Damcılar nə qədər iri olarsa, bir o qədər buxarın doyması fluktuasiyasına güclü reaksiya verərlər. Belə ki, doyma fluktuasiyasının müsbət fazasında iri damcılar kiçiklərə nisbətən əlavə düşmə sürəti əldə edərək, hərəkət boyunca onları tutur və doyma fluktuasiyasının sonrakı mənfi fazasında nisbətən daha çox miqdarda olurlar. Bunlardan başqa, damcıların kon-densasiya böyüməsinin sürətinin doymadan asılılığının qeyri-xəttiliyi ilə əlaqədar su buxarı axınlarının daha iri damcıların xeyrinə yenidən paylanması baş verir.

Buludların hissəciklərinin iriləşməsinin ikinci mər-hələsində iri damcıların koaqulyasiya böyüməsi mexanizmi işə düşür. Bunun əsas səbəbi - müxtəlif ölçülü damcıların düşməsi sürətlərinin fərqidir. Digər səbəblər əsasən ikinci dərəcəli olurlar. Bulud damcılarının koaqulyasiya iriləşməsini riyazi formada aşağıdakı kimi təsvir etmək

110

olar:

( ) ( ) ( ) rdwwrrrErndrVd rrr ′−′′′= ',)( 32

34

πτηπ (62)

burada: E(r,r’)- iriləşən damcıların bütün digərilərinin tutması əmsalı; wr –ilkin damcıların düşməsi sürəti; wr’- iriləşmiş damcıların düşməsi sürəti.

(62) düsturunun bütün kiçik ölçülü bulud damcılarına görə cəmini tapmaqla, düşən damcının cəmi artımını hesablamaq olar:

( ) ( ) ( ) rdwwrrrErndrVddVrr

rr

r ′−′′′== ∫∫ ',)( 3

0

2

034

πητπ (63)

rwwdzd−

=τ ifadəsinin köməyi ilə dτ-dan dz-ə

keçməklə, yazmaq olar:

( ) ( ) rdww

wwrrrErndzdr

r

rrr

koaq

′

−

−′′′−=

′∫ 3

03

,ηπ (64)

burada: w-buludlarda şaquli hava axını.

Buludlardan düşən damcıların iriləşməsi sürəti şəkil 16-da göstərilmişdir.

111

Şəkil 16. Buludlardan düşən damcıların iriləşməsi sürəti.

1-kondensasiya yolu ilə böyümə sürəti; 2-koaqulyasiya yolu ilə bö-yümə sürəti; 3-kondensasiya-koaqulyasiya yolu ilə böyümə sürəti; z oxu yuxarı istiqamətlənib.

Təyyarə zondlaşdırması vasitəsilə toplanan böyük

müşahidə məlumatları əsasında buludların şaquli ölçüləri, onların orta temperaturu və yağıntılar arasında əlaqə aşkar edilmişdir. Bu əlaqə göstərmişdir ki, temperatur nə qədər yüksək və buludların şaquli ölçüsü nə qədər böyük olarsa, buradan yağıntı düşməsi ehtimalı bir o qədər çox olacaq. Bu əlaqələr sulu qeyri-konvektiv buludlar üçün alınmışdır.

Analoji asılılıqlar qarışıq qeyri-konvektiv buludlar üçün də alınmışdır. Burada yağıntının düşməsinin vacib amili buludların soyuması amilidir.

Qeyri-konvektiv buludlar üçün geniş temperatur dia-pazonunda ümumiləşdirilmiş qrafik növü şəkil 17-də

112

göstərilmişdir.

Şəkil 17. Qarışıq qeyri-konvektiv buludlarda yağıntıların

düşməsini göstərən tipik qrafik. Ştrixli əyri-kristallaşma qadağa olunduqda hipotetik ayırıcı xətt.

Burada absis oxu üzrə buludların yuxarı sərhəddinin

temperaturu, ordinat oxu üzərində isə –bulud layının şaquli ölçüsü verilmişdir. Göründüyü kimi, yağıntıların həm düşməsi, həm də düşməməsi halları mövcuddur.

§ 24. Buludların təbii kristallaşması

Elmi ədəbiyyatlardan məlumdur ki, duman və bulud-

113

larda buzun əmələ gəlməsi məsələsi tam həll olunmamışdır. Bu prosesin iki mexanizmi mövcuddur: heterogen və homogen.

Buz kristallarının əmələ gəlməsinin homogen nəzəriy-yəsi ilk yaxınlaşmada soyumuş aerozollarda buzəmələ-gəlmənin əsas qanunauyğunluqlarını izah etməyə imkan verir və bulud və dumanın həm təbii, həm də süni transformasiyasının hesablanmasında bu qanunauyğunluqlardan istifadə etmək olar.

Əgər, aerozolun kristallaşma sürətini vahid zamanda donmuş damcıların ümumi damcıların sayına olan nisbəti kimi qəbul etsək, onda monodispers aerozolların kristallaşma sürətini belə yazmaq olar:

3

341 rW

ddW

πτ

Ω−= )( , (65)

burada: W- donmuş damcıların nisbi sayını göstərən ədəd; τ- vaxt; r- soyumuş damcıların radiusu; Ω- vahid zamanda vahid həcmdə buz rüşeymlərinin heterofaz əmələgəlməsinin ehtimalı.

Əgər, temperatur T0-dan T-ya qədər azalarsa, onda (65) ifadəsini belə yazmaq olar:

Ω−Ω= ∫ dT

T

rr

ddW T

T 0

3

3 34

exp34 π

πτ

, (66)

burada: T - damcının temperaturu. Bu düsturdan göründüyü kimi, temperatur azaldıqca

kristallaşma sürəti öz maksimumuna yaxınlaşır, τ → ∞ -da

114

W → 1-ə yaxınlaşır. Təhlillər göstərir ki, bulud və dumanlarda az

soyumalarda əsasən heterogen kristallaşma, yüksək soyumalarda isə-homogen (spontan) kristallaşma baş verir.

Monodispers aerozollardan polidispers aerozollara keçərkən, aşağıdakı tənlik alınacaq:

[ ] 3

34)( rWr

ddW

rr πη

τΩ−= , (67)

burada: Wr- τ müddətində r radiuslu donmuş damcıların nisbi sayı; η(r) –başlanğıc anda damcıların ölçülərinə görə paylanması funksiyası.

Bütün ölçülü donmuş damcıların kristallaşma sürətini zamana görə belə yazmaq olar:

drdrrrddW

Ω−Ω= ∫∫

∞ τ

τππητ 0

33

0 34exp

34)( . (68)

Temperatur azaldıqca kristallaşma sürəti maksimuma çatır, sonra isə sıfıra yaxınlaşır.

Bu variantın monodispers aerozoldan fərqi, onun sürətinin maksimum vəziyyətinin həm də η(r) funksiya-sının paylanmasından asılılığıdır.

Buludlarda təbii kristallaşmanın öyrənilməsi aviasiya uçuşlarının meteoroloji təminatında vacib rol oynayır. Bu məqsədlə maneə üzərinə axan aerozol axınlarının kristallaşma rejimini təyin edən nəzəriyyə də təyyarələrin buzbağlamasının öyrənilməsi nöqteyi-nəzərdən inkişaf

115

etdirilmişdir. Tədqiqatlar göstərmişdir ki, maneə üzərinə axan aero-

zolların kristallaşmasının keyfiyyətcə iki müxtəlif rejimi müşahidə olunur.

Birinici rejimdə maneələr üzərində formalaşan su tə-bəqəciyinin istilik verməsi turbulent xarakter daşıyır. Bu təbəqəcik dayanıqlıdırsa, onun altında maksimum sıxlıqlı (ρ0=0,92 q/sm3) buz böyüyür.

Digər rejimdə istilikvermə molekulyar xarakter daşıyır. Belə laminar rejimdə su təbəqəciyi dayanıqsızdır və o yoxa çıxır, damcılar bir yerdə birləşməyərək donur və az sıxlıqlı (ρ<ρ0) diskret struktur yaradır.

Kristallaşma rejiminin təyinedici arqumenti, təbəqə-ciyin bərabərçəkili qalınlığıdır (hp). Xarakterik ölçüləri (R) damcıların ölçülərindən (r) əhəmiyyətli dərəcədə böyük olan maneələr üzərində təbəqəciyin qalınlığı belə hesablana bilər:

( )59.010

11

10 3RTTRL

RaTTRL

hb

sbb

b

sp −−=

−−=

−−

ρλ

ρλ , (69)

fs KEqWRR

ρ= , (70)

burada: R - maneə üzərinə suyun gəlməsi sürəti; Kf- ma-neənin forması əmsalı; ρs və ρb –müvafiq olaraq suyun və buzun sıxlığı; λs - suyun istilikkeçirmə əmsalı; L-suyun kristallaşma istiliyi; q-aerozolun sululuğu (aerozolun vahid həcmində suyun kütləsi); V-maneəyə nisbətən axının

116

sürəti; E -maneə tərəfindən aerozol hissəciklərinin tutmasının ortainteqral əmsalı; T0 və T1 –müvafiq olaraq stabil kristallaşma və aerozol axınlarının temperaturları; a və b- ölçülü sabitlərı.

a və b sabitlərı suyun kristallaşmasının xətti sürətini (Vkxc) xarakterizə edirlər:

( ) ( ) 69,11010 16,0 TTTTaV b

kxc −≈−≈ . (71)

Maneənin forması əmsalı 1 ≤ Kf ≤ 4 həddində dəyişir. Kf=1 həddi təyyarənin qanadına uyğun olan nazik

maneəyə uyğun gəlir. Kristallaşma rejimlərinin bir-birini əvəz etməsi

bərabərçəkili qalınlığın (hp) böhran nöqtəsindən (Kb) keç-məsi vaxtı baş verir.

Şəkil 18-də (hp)-nin müxtəlif qiymətlərində su aerozol axınlarının maneə üzərinə axması vaxtı onun üzərində kristallaşan su qatının sıxlığının dəyişməsi göstərilib.

Alınan nəticələr aşağıdakı düsturla approksimasiya olunur:

≥

−−−

=≤=

=olduqda h exp1

olduqda sm 13,0h q/sm 92,0

p0

p3

0

bbp

b

b

hhh

h

h

γρ

ρ

ρ . (72)

Turbulent rejimdə hp<hb olduqda, altında buzun böyüdüyü su təbəqəciyinin qalınlığı belə hesablanır:

6063

394 10 .Re

phs

bssss

hVch

ρσνλρ −= , (73)

117

burada: σs-b- su-buxar sərhəddində xüsusi səthi enerji; νs-suyun kinematik özülülük əmsalı; cs -suyun istilik tutumu; ρh- havanın sıxlığı; Re-axında maneə üçün Reynolds ədədi.

Şəkil 18. Buz qatının sıxlığının dəyişməsi

1-laboratoriya təcrübələri (keçmiş SSRİ); 2- 300 m-lik qüllədəki təbii şəraitdə təcrübələr (keçmiş SSRİ); 3- laboratoriya təcrübələri (İngiltərə); 4- laboratoriya təcrübələri (Kanada); 5 – (72) düsturu ilə alınan nəticələr (hb=0.13 sm, γ=2.2).

Reynolds ədədi belə hesablanır:

h

VRν

2Re = , (74)

burada: νh-havanın kinematik özülülük əmsalı.

118

V FƏSİL ATMOSFERDƏ HAVA AXINLARI

§ 25. Hava axınlarının əmələ gəlməsinin səbəbləri

Məlumdur ki, atmosfer fasiləsiz olaraq hərəkət edir. Yer səthi üzərində havanın hərəkəti (külək) təzyiqin üfüqi müstəvidə qeyri-bərabər paylanması nəticəsində əmələ gəlir. Yerin fırlanması vaxtı yaranan Koriolis qüvvəsi və sürtünmə qüvvəsi də havanın hərəkətinin yaranmasında çox böyük rol oynayırlar. Bunlarla əlaqədar olaraq, əsas diqqət havanın hərəkətinə təsir göstərən əsas qüvvələrin təhlilinə yönəldilmişdir.

Təzyiq qüvvələri. Hava hərəkətdə olduqda izobarik səthlər müəyyən pα bucağı altında meyllənirlər (şəkil 19).

Şəkil 19. Təzyiq qüvvələrinin cəmi təsiri

119

Buradan görünür ki, ABCD həcminə təsir edən bütün təzyiq qüvvələrinin cəmi mütləq qiymətinə görə aşağıdakı ifadə ilə verilmişdir:

.)( dpdppp −=+− (75) Bu qüvvələr cəmi, istiqamətinə görə izobarik səthlərə

normalın müsbət istiqaməti ilə üst-üstə düşür. p və dpp + izobarik səthlər arasında yerləşən ABCD

həcmi dN -ə bərabər olsa, onda 1 m3 havaya təsir edən cəmi təzyiq qüvvələrininin modulunu belə yazmaq olar:

GdNdp

=− . (76)

Bu ifadə həm də təzyiqin qradiyentinin moduludur. x, y, z koordinat sisteminin oxları üzərində G -nin proyeksiyalarını aşağıdakı kimi yazmaq olar:

xp

∂∂

− , yp

∂∂

− , zp

∂∂

− . (77)

2G təzyiq qradiyentinin

∂∂

−=npG2 üfüqi tərkib

hissəsi elə qüvvədir ki, ancaq onun təsiri altında havanın üfüqi hərəkəti (külək) yaranır. 2G kəmiyyəti bir çox hallarda barik qradiyent adlanır.

Koriolis qüvvəsi. Atmosfer Yer kürəsinin sutkalıq fırlanma prosesində iştirak etdiyi üçün, Yer səthinə nisbətən hərəkət edən hər bir hava hissəciyinə də Koriolis qüvvəsi təsir edir. Ümumi halda 1 m3 havaya təsir edən Koriolis qüvvəsi aşağıdakı kimi ifadə olunur:

120

)(2 ωρ •= cK , (78) burada: c -hərəkət edən hissəciyin sürəti; ω -Yerin fırlanmasının bucaq sürəti; )( ω•c - c və ω vektorlarının hasili.

Vektor təhlili qaydalarına uyğun olaraq (78) ifadəsinin x, y, z oxları üzərində proyeksiyaları aşağıdakı kimi yazılacaq:

( )wvK yzx ωωρ −= 2 , (79)

( )uwK zxy ωωρ −= 2 , (80)

( )vuK xyz ωωρ −= 2 , (81)

burada: wvu ,, - c sürətinin proyeksiyaları; xω , yω , zω -

müvafiq olaraq ω vektorunun zyx ,, oxları üzərində proyeksiyaları.

Koriolis qüvvəsinin üfüqi tərkib hissəsi ( )sK ən böyük maraq kəsb edir. Atmosferdə şaquli sürət üfüqi sürətlərdən on və hətta yüz dəfələrlə az olduğu üçün, onu nəzərə almamaq olar. Beləliklə, aşağıdakı ifadələri yazmaq mümkündür:

vK zx ρω2= , uK zy ρω2−= , (82)

cKKK zyxs ρω222 =+= , (83)

burada: ϕωω sin•=z - Yerin fırlanmasının bucaq sürətinin

şaquli proyeksiyası; ϕ -coğrafi enlik; 22 vuc += . Üfüqi hərəkətdə xK və yK tərkib hissələri üçün

ifadələr dəqiq olacaq. (82) ifadələrindən aydın görmək olar

121

ki, Koriolis qüvvəsinin üfüqi tərkib hissəsi hərəkət istiqamətinə düz bucaq altında (Şimal yarımkürəsində sağ, Cənub yarımkürəsində isə – sol istiqamətində) təsir göstərir (şəkil 20).

Şəkil 20. Koriolis qüvvəsinin istiqamətləri.

Molekulyar və turbulent sürtünmə qüvvələri. Maye

və qaz mühitlərində, onların bəzi hissələri müxtəlif sürətlərə malik olduqlarına görə, sürtünmə əmələ gəlir. Atmosferdə küləyin sürətinin hündürlüyə görə dəyişməsi vaxtı yaranan sürtünmə qüvvələri ən böyük əhəmiyyət kəsb edirlər. Belə ki, küləyin sürətinin şaquli qradiyenti,

üfüqidən on və yüz min dəfələrlə çoxdur: nc

zc

∂∂>>∂

∂ .

Tutaq ki, z və dzz + səviyyələrində küləyin sürəti müvafiq olaraq c və dcc + -yə bərabərdir. Havanın molekulları dzz + səviyyəsində dcc + sürətilə hərəkət etməklə bərbər, həm də xaotik istilik hərəkətləri edirlər. z

122

səviyyəsinə gələn molekullar özləri ilə başqa səviyyələrdə malik olduqları hərəkət miqdarını gətirirlər. Onlar z səviyyəsində olan molekullarla toqquşaraq bunlara ya əlavə hərəkət miqdarı verəcək, ya da alacaqlar. Nyutonun ikinci qanununa görə, hərəkətin miqdarının istənilən dəyişməsinə müəyyən bir qüvvənin təsirinin nəticəsi kimi baxmaq olar. Vahid səthə aid olan bu qüvvə molekulyar sürtünmənin gərginliyi adlanır.

Bu qüvvə ( mτ ) küləyin sürətinin şaquli qradiyentinə mütənasibdir:

zc

m ∂∂

= ητ , (84)

burada: η - özülülüyün dinamiki əmsalı adlanan mütənasiblik əmsalı. ρη -nisbəti özülülüyün kinematik əmsalı.

Əgər hərəkət turbulent xarakter daşıyırsa, onda hərəkət miqdarının mübadiləsi molekulların qarışması ilə bərabər, həm də kütləsinə görə əhəmiyyətli dərəcədə böyük olan hava hissəciklərinin də hesabına baş verir. Turbulent axın halında ayrı-ayrı hissəciklərin ani sürətləri vaxta görə həm istiqamətlərinə, həm də mütləq qiymətlərinə görə dəyişir. Buna görə də, axının orta sürəti anlayışından istifadə edilir.

Turbulent sürtünmə gərginliyinin ifadəsi isə aşağıdakıdır:

123

zck

zcAz ∂

∂=

∂∂

= ρτ , (85)

burada: A -turbulent özülülük (turbulent mübadilə) əmsalı; k -turbulentlik əmsalı.

Turbulent özülülük əmsalı on və yüz min dəfələrlə molekulyar özülülük əmsalından böyükdür.

Seçilmiş hava həcminə təsir edən cəmi sütrtünmə qüvvələrini hesablamaq üçün, bu həcmin sərhədlərindən həm yuxarıda, həm də aşağıda yerləşən atmosfer təbəqələrinin sürtünmə təsirini nəzərə almaq lazımdır.

Müəyyənlik üçün seçilmiş hava həcmini sahəsi 1m2 və hündürlüyü dz olan paralelepiped forması kimi qəbul edək. Bu həcmin aşağı hissəsi səviyyəsində ( zτ ) sürtünmə

gərginliyinin x oxu üzərində proyeksiyası zxτ , yuxarı

hissəsindəki isə zxzx dττ + -lə ifadə edilsə, onda bu iki qüvvənin cəminin təsiri aşağıdakı kimi hesablanacaq:

( ) dzz

dd zxzxzxzxzx ∂

∂==−+

τττττ . (86)

Beləliklə, ümumi halda sürtünmə gərginliyi molekulyar və turbulent sürtünmənin cəmindən ibarətdir:

( )zuAzx ∂

∂+= ητ , ( ) dz

zuA

zd zx ∂

∂+

∂∂

= ητ . (87)

Havanın vahid həcminə təsir edən sürtünmə qüvvələrinin proyeksiyası aşağıdakına bərabərdir:

( ) .zuA

zzR zx

zx ∂∂

+∂∂

=∂

∂= η

τ (88)

124

Analoji ifadəni sürtünmə qüvvəsinin y oxu üzərindəki proyeksiyası üçün almaq olar:

( ) .zvA

zzR zy

zy ∂∂

+∂∂

=∂

∂= η

τ (89)

Hesablamalar göstərmişdir ki, Yer səthinin relyefinin mürəkkəbliyinin molekulyar və turbulent mübadilə vasitəsilə təsiri özünü atmosferin bir neçə yüz metrliyindən 1,0-1,5 km-lik hündürlüklərə qədər göstərir (mürəkkəb relyef quruluşundan, termik stratifikasiyadan, küləyin sürətindən asılı olaraq). Göstərildiyi kimi, bu təbəqədə təzyiq qradiyenti və Koriolis qüvvəsi ilə bərabər, turbulent sürtünmə qüvvəsi də əhəmiyyətli rol oynayır.

Sərbəst atmosferdə də turbulent mübadilə eyni qüv-vəyə malikdir. Lakin, sərbəst atmosferdə küləyin sürətinin şaquli qradiyentləri az olduğu üçün, sürtünmə qüvvəsinin rolu digərilərinə nisbətən azdır. Sərbəst atmosferdə küləyin sürətinin hündürlüyə görə dəyişməsi əsasən üfüqi termik qeyri-bircinsliyin təsiri altında baş verir. Sərbəst atmosferdə sürtünmə qüvvəsinin rolu cəbhə zonaları, şırnaq axınları zonalarında çox böyükdür. Sərbəst atmosferdə eynicins hava kütlələrinin hərəkəti əsasən təzyiq (barik qradiyent), Koriolis və mərkəzəqaçma qüvvələri ilə təyin olunur.

§ 26. Turbulent atmosferin hərəkət tənlikləri

125

Hava kütləsi barik qradiyent )(G hesabına yerini

dəyişməklə, həmçinin ağırlıq qüvvəsinin ( g ), Koriolis

qüvvəsinin ( K ) və daxili molekulyar və turbulent sürtünmə

( R ) qüvvələrinin təsirinə məruz qalır. Vahid hava küt-ləsinin hərəkət tənliyini vektor formada belə yazmaq olar:

RgKGdt

cd+++=ρ . (90)

Bu tənlik atmosferin hərəkət tənliyinin vektor formasıdır.

Meteorologiyada hərəkət tənliyi adətən skalyar for-mada yazılır. Düzbucaqlı (sağ) koordinat sistemi elə seçilir ki, (şəkil 19) x o y müstəvisi şaquli müstəvi ilə, oz oxu isə –şaquli oxla (müsbət istiqamət –yuxarı) üst-üstə düşsün. Koordinatların başlanğıcı adətən dəniz səviyyəsində yerləşdirilir.

(90) tənliyinin sağ və sol tərəflərinin ardıcıl olaraq x, y, z oxları üzərində proyeksiyalarını almaqla, onu koordinat formasında aşağıdakı kimi göstərmək olar:

( ) ( )

( ) ( )

( ) ( )

−∂∂

+∂∂

+−+∂∂

−=

∂∂

+∂∂

+−+∂∂

−=

∂∂

+∂∂

+−+∂∂

−=

,121

,121

,121

gzwA

zvu

zp

dtdw

zvA

zuw

yp

dtdv

zuA

zwv

xp

dtdu

xy

zx

yz

ηρ

ωωρ

ηρ

ωωρ

ηρ

ωωρ

(91)

burada: tənliklərin sol tərəfində sürətin dəyişməsinin

126

koordinat oxları üzərində proyeksiyaları; sağ tərəfində isə - müvafiq olaraq koordinat oxları üzərində barik qradiyent

qüvvələrinin

∂∂

=npG , Koriolis qüvvəsinin ( )cK ω2= ,

sürtünmə qüvvəsinin ( )

∂∂

+∂∂

=zcA

zR µ

ρ1 və ağırlıq

qüvvəsinin ( )g proyeksiyaları. (91) tənliklər sisteminə daxil olan üzvlərin ədədi

qiymətləndirilməsi göstərmişdir ki, onlardan bir neçəsi digərilərindən hədsiz dərəcədə azdır və atmosfer dinamikasının müxtəlif məsələlərinin həllində belə üzvləri nəzərə almamaq olar. Bu xüsusiyyətləri nəzərə alaraq (91) tənlik sistemini aşağıdakı kimi yazmaq olar:

( )

( )

−∂∂

−=

∂∂

+∂∂

+−∂∂

−=

∂∂

+∂∂

++∂∂

−=

.1

,121

,121

gzp

dtdw

zvA

zu

yp

dtdv

zuA

zv

xp

dtdu

z

x

ρ

ηρ

ωρ

ηρ

ωρ

(92)

Atmosfer termodinamikası məsələləri həll olunarkən, bu tənliklərə aşağıdakı tənliklər əlavə olunurlar:

-havanın hərəkəti zamanı, onun kütləsinin saxlanması qanununu əks etdirən kəsilməzlik tənliyi

,0)()()(=

∂∂

+∂

∂+

∂∂

+∂∂

zw

yv

xu

tρρρρ (93)

-hal tənliyi

127

,RTp ρ= (94) -istilik axını tənliyi (43). (90)-(94) tənlikləri atmosfer dinamikasının əsas tənliklər

sistemini təşkil edir. Bu tənlikləri istənilən zaman və məkan miqyaslarında atmosfer hərəkətləri üçün tətbiq etmək olar. Lakin, bu hərəkətləri şərtləndirən müxtəlif miqyaslı hərəkətin xassələri və qüvvələr arasındakı nisbətlər müəyyən dərəcədə müxtəlif ola bilərlər. Təbii ki, müxtəlif növlü hərəkətlər öyrənilərkən, ən başlıca vəzifə, bu hərəkətləri müəyyən edən əsas amillərin tapılmasıdır.

§ 27. Relyefin hava axınlarına təsiri

Hava axınlarının dağ maneələrini aşıb keçməsi mürəkkəb xarakter daşıyır. Bu proses dağ sisteminin for-masından, onun axına nisbətən yerləşməsindən, küləyin sürətinin intensivliyindən, axının termodinamiki dayanıq-sızlığından, müxtəlif yamacların günəş radiasiyası ilə qızması dərəcəsinin müxtəlifliyindən və s. asılıdır. Bu gös-tərilən amillərdən heç olmasa birinin dəyişməsi axının xarakterinin əhəmiyyətli dəyişməsinə səbəb olur. Çox zəif küləyin dağ zirvəsini aşması laminar hərəkətə yaxındır (şəkil 21 a).

Cərəyan xətlərinin hər biri yuxarı qalxdıqca, ampli-tudası sürətlə azalan sadə dalğalardan ibarətdir. Dağ zirvəsi yaxınlığında küləyin sürəti artır.

Dağın küləkdöyən yamacında əmələ gələn sərhəd

128

təbəqəsi zirvə yaxınlığındakı yaldan ayrılır və beləliklə, zirvəinin külək tutmayan tərəfində üfüqi oxlu burulğanın əmələ gəlməsinə səbəb olur. Rotor adlandırılan bu burulğanların ölçüləri bir neçə yüz metrə qədər ola bilər. Onlar dövri olaraq yamaclardan ayrılır və axınla birlikdə axıb gedir, onların yerində isə yeniləri əmələ gəlir.

Şəkil 21. Dağlar üzərində hava axınlarının növləri.

129

Çox güclü külək şəraitində isə sərhəd təbəqəsinin

yamacdan ayrılması hətta küləkdöyən tərəfdə də baş verə bilər. Bu halda sərhəd təbəqəsinin ayrıldığı yerdə çox da böyük olmayan burulğan, külək tutmayan tərəfdə isə adi rotor əmələ gələ bilər.

Dağ zirvəsinin arxasında burulğan dairəvi hərəkət ya-radır və əsas axının əks istiqaməti tərəfindən də zirvəyə tərəf hava axını başlayır. Bu vaxt zirvə yaxınlığında bölmə səthinin yaranmasını şərtləndirən şərait yaranır. Bölmə səthi yaxınlığında küləyin sürəti çox az, istiqaməti isə qeyri-sabitdir. Rotor zonası üzərində yal laminar axında külək istiqamətində qarışır. Belə axın «davamlı burulğanlı» axın adlandırılır (şəkil 21 b).

Müəyyən bir şəraitdə rotorlar zonası üzərində külək tutmayan tərəfin dalğalar sistemi yaranır (şəkil 21 c). Bunlar zirvədən həm şaquli, həm də üfüqi istiqamətdə uzaqlaşdıqca tədricən sönürlər. Belə dalğaların zirvələri və vadiləri dağa nisbətən bütün hallarda eyni yerdə dayanır və bu mənada onları bir çox hallarda «durğun» dalğalar adlandırırlar.

Əgər, küləyin istiqaməti ilə zirvə oxu arasındakı bucaq düz bucağa yaxındırsa, onda zirvə üzərində küləyin sürəti böyükdür (adətən 8-10 m/san-dən çox) və zirvə arxasında axın çox güclü turbulentliklə xarakterizə olunur (şəkil 21 ç). Belə axınlar adətən rotor-burulğan axınları adlandırılır.

130

§ 28. Geostrofik külək və onun hündürlüyə görə dəyişməsi

Barik, Koriolis və mərkəzəqaçma qüvvələri ilə şərtləndirilən, sürtünmə qüvvəsinin olmadığı şəraitdə havanın bərabərsürətli hərəkəti qradiyent külək adlanır. Qradiyent küləyin xüsusi halına onun düzxətli trayektoriya üzrə bərabərsürətli hərəkəti də aiddir. Belə külək geostrofik külək adlanır. Əgər geostrofik küləyin komponentlərini ug və vg ilə ifadə etsək, onda (91) tənliklər sisteminin birinci iki tənliyindən aşağıdakı ifadələr alınar:

yp

lu g ∂

∂−=

ρ1 , (95)

xp

lvg ∂

∂=

ρ1 , (96)

burada: ϕω sin2 ⋅=l . Onda, geostrofik küləyin tam sürəti belə ifadə olu-

nacaq: 22ggg vuc += . (98)

0=∂∂

+∂∂

ypv

xpu gg , (97)

olduğu üçün, geostrofik küləyin sürət vektoru təzyiq qra-diyentinin vektoruna perpendikulyardır və izobar boyu elə istiqamətlənib ki, havanın aşağı təzyiqli zonası solda qalır

131

(Şimal yarımkürəsində). Hərəkətin belə istiqamətində, ona perpendikulyar olan Koriolis qüvvəsi barik qradiyent qüvvəsini tarazlaşdıra bilər.

Geostrofik küləyin sürətinin hündürlüyə görə dəyiş-məsi temperaturun üfüqi qradiyentindən asılıdır. Bu vaxt, müəyyən bir təbəqədə geostrofik küləyin sürətinin dəyişməsi belə hesablana bilər:

( )y

TlT

zzguuu m

mz ∂

∂−−=−=∆ 0

0 , (99)

( )x

TlT

zzgvvv m

mz ∂

∂−−=−=∆ 0

0 , (100)

burada: uz, vz və u0, v0 –təbəqənin yuxarı (z) və aşağı sər-

hədlərində (z0) küləyin sürətinin komponentləri; x

Tm

∂∂ və

yTm

∂∂ - təbəqədə havanın orta temperaturunun üfüqi qradi-

yentinin komponentləridir. Temperaturun üfüqi qradiyenti ilə şərtləndirilən

küləyin sürətinin dəyişməsi termik külək adlanır. Termik küləyin sürət vektoru temperaturun üfüqi qradiyentinin istiqamətinə perpendikulyardır, bu vaxt soyuq zona solda qalır. Ümumi formada belə yazmaq olar:

( )nT

lTzzgcc

mz ∂

∂−+= 0

0, (101)

132

burada: 22

∂

∂+

∂

∂=

∂∂

yT

xT

nT mm . (102)

Aparılan tədqiqatlar göstərmişdir ki, geostrofik küləyin sürətinin və istiqamətinin hündürlüyə görə dəyişməsi üçün üç xarakterik hal mövcuddur.

1) Təbəqədə temperatur qradiyenti və z0 səviyyəsindəki təzyiq qradiyentinin istiqamətləri paraleldirlər. Bu halda

( )

nT

lTzzgcc m

mz ∂

∂−+= 0

0, (103)

yəni, küləyin sürəti hündürlüyə görə öz istiqamətini dəyiş-mədən artır.

2) Təbəqədə temperatur qradiyenti və z0 səviyyəsindəki təzyiq qradiyenti əks istiqamətə yönəliblər. Bu halda

( )n

TlT

zzgcc m

mz ∂

∂−−= 0

0. (104)

Onda, geostrofik külək öz istiqamətini dəyişməyərək hün-dürlüyə görə zəifləyir. cz= 0 hündürlüyündə küləyin istiqamətinin əks istiqamətə yönəlməsi baş verir, bundan sonra küləyin sürəti hündürlüyə görə artır.

3) Əgər temperaturun üfüqi qradiyenti və üfüqi barik

qradiyent paralel deyilsə (şəkil 22), onda n

Tm

∂∂ qra-

diyentinin istiqamətindən asılı olaraq küləyin hündürlüyə görə sağa və ya sola dönməsi baş verir. Hər iki halda küləyin sürəti hündürlüyə görə artır.

Külək vektorunun sağa dönməsi ilə havanın isti

133

zonadan soyuq zonaya üfüqi daşınması (adveksiya), sola dönməsi ilə isə soyuq havanın daşınması əlaqəlidir.

Geostrofik küləyin düsturları atmosferin yuxarı təbəqələrində temperatur rejiminin tədqiqi üçün istifadə olunurlar. Küləyin sürətinin şaquli qradiyentinə görə tempe-raturun üfüqi qradiyenti hesablanır, isti zonanın yeri müəyyən edilir.

Şəkil 22. Kəsişən izobar və izotermlərdə geostrofik

küləyin hündürlüyə görə dəyişməsi. Bunlar həmçinin, havanın temperaturunun advektiv

dəyişməsi hesabına ola bilər. Həqiqətən də

yTv

xTu

tT

adv ∂∂

+∂∂

−=

∂∂ . (105)

(101) tənliyini nəzərə almaqla yazmaq olar:

134

( ) 12112

2α

ϕω sinsin ccTzzgt

Tm

adv −⋅

=

∂∂ . (106)

burada: c1 və c2 -z1 və z2 hündürlüklərində küləyin sürətləri; α=d2-d1; d1 və d2- küləyin sürət vektorunun istiqamətləridir.

§ 29. Həqiqi küləyin geostrofik küləkdən meylliyi Tədqiqatlar göstərmişdir ki, həqiqi müşahidə olan

küləklə geostrofik külək arasında fərq mövcuddur. Bu fərq ageostrofik meyllik adlanır. Bu fərqlərin yaranmasının başlıca səbəbi atmosfer proseslərinin qeyri-stasionarlığıdır. Bundan başqa, havanın turbulent özülülüyü də məlum rol oynayır. Sərbəst atmosferdə böyük yüksəkliklərə qədər turbulent özülülük molekulyardan həddən artıq böyük olduğu üçün, belə yazmaq olar:

∂∂

∂∂

−−=′zvA

zdtdv

lu

ρ11 , (107)

∂∂

∂∂

−=′zuA

zdtdu

lv

ρ11 , (108)

burada: u’ və v’–ageostrofik meyllik; u’=u-ug və v’=v-vg. Əgər turbulent özülülük nəzərə alınmasa, onda

135

dtdv

lu 1

−=′ , dtdu

lv 1

=′ . (109)

Sonra

cclvul =′=′+′ 222 , (110)

burada: c -təcilin mütləq qiyməti; c’–ageostrofik meyllik.

(109) düsturundan göründüyü kimi

0=′+′dtdvv

dtduu . (111)

Yəni, ageostrofik meyllik vektoru təcil vektoruna perpen-dikulyar istiqamətlənmişdir. Ageostrofik meylliyin rolu həddən artıq böyükdür. Məsələn, təzyiq sahələrinin dəyişməsi ancaq ageostrofik meylliyin olması şəraitində mümkündür. Belə ki, hava axınları izobarlarla ancaq bu halda kəsişirlər.

§ 30. Atmosfer turbulentliyinin əmələ gəlməsi mexanizmləri

Atmosferdə hava axınlarının turbulentləşməsinin əsas səbəbləri, bu və ya digər səbəblərə görə temperaturun və küləyin sürətinin şaquli və üfüqi qradiyentləridir. Bu qradiyentlər sərhəd təbəqəsində hava axınlarının Yer səthində sürtünməsi nəticəsində əmələ gəlir və beləliklə, turbulentlik sürtünmə qüvvələrinin təsiri ilə yaranır.

136

Qradiyentlərin əmələ gəlməsinə həm də termik kon-veksiyanın inkişafı ilə müşayət olunan Yer səthinin müx-təlif hissələrinin qeyri-bərabər qızması da səbəb olur. Bu hərəkətlər daha yuxarı təbəqələrə daxil olaraq orada nəinki temperaturun fəza paylanmasını, həm də temperaturun və küləyin sürətinin lokal şaquli qradiyentlərini dəyişirlər. Temperaturun və küləyin sürətinin şaquli qradiyenti atmosfer cəbhələri və yüksək cəbhə zonalarında xüsusilə böyükdür. Nəhayət, turbulentlik həm də atmosfer dalğaları tərəfindən dayanıqlığın pozulması və hava axınlarının dağ silsilələri tərəfindən deformasiyası nəticəsində əmələ gəlir.

Qeyd etmək lazımdır ki, yuxarıda göstərilən hər bir halda əmələ gələn turbulentlik növləri arasında kəskin fərq mövcuddur.

Əgər, turbulent hərəkətlərin fasiləsiz yaranması üçün enerji mənbəyi yoxdursa, onda onlar sönürlər. Bu vaxt, havanın özülülüyü nəticəsində turbulent hərəkətlərin kinetik enerjisi tədricən istilik enerjisinə çevrilir.

§ 31. Turbulentlik əmsalının məkan-zaman dəyişməsi

Hərəkət tənliklərinə daxil olan turbulentlik əmsalı turbulentliyin intensivliyini göstərir. Bu əmsal özülülük, diffuziya və istilikkeçirmə əmsallarına analoji olaraq hərəkət tənliklərinə daxil edilmişdir.

Hərəkət miqdarı (τ), istilik miqdarı (Q) və su buxarının miqdarı (q) axınlarını n oxu boyunca aşağıdakı ifadələrlə

137

hesablamaq olar:

ncA

nck

∂∂

=∂∂

= ρτ , (112)

nA

nkQ

∂Θ∂

=∂

Θ∂= ρ , (113)

nqA

nqkq

∂∂=

∂∂= ρ , (114)

burada: c -sürət vektoru; Θ-potensial temperatur. Buradan görünür ki, turbulentlik əmsalının qiymət-

lərini və onun dəyişmə qanunauyğunluqlarını bilmək nə qədər vacibdir. Turbulentlik əmsalının (k, m2/san) illik gedişi və onun hündürlükdən asılılığı cədvəl 9-da veril-mişdir.

Cədvəl 9-dan göründüyü kimi, ilin bütün fəsillərində k əmsalının hündürlüyə görə ən böyük dəyişmələri təxminən 100 m-ə qədər yersəthi qatda müşahidə olunur. Böyük yüksəkliklərdə və fəsildən –fəsilə onun dəyişmələri azdır.

Cədvəl 9 k əmsalının hündürlükdən və ilin fəsillərindən

asılı olaraq dəyişməsi

Hündürlük, m Fəsil

2 100 200 300 Qış 0,88 33,1 29,5 29,9 Yaz 1,2 31,8 28,0 31,0 Yay - 27,2 20,2 20,6 Payız 1,0 26,1 24,0 18,8

138

Şəkil 23-də küləyin sürətinin və havanın temperatu-runun şaquli profillərinin xüsusiyyətlərindən asılı olaraq turbulentlik əmsallarının tipik şaquli profilləri verilmişdir.

Bu şəkildə: 1-ci əyri temperaturun yüksəkliyə görə azalması və

küləyin sürətinin artması halına;

Şəkil 23. Turbulentlik əmsalının şaquli profilləri

2-ci əyri – temperaturun yerətrafı inversiyası və küləyin sürətinin hündürlüyə görə artması halına;

3-cü əyri – yuxarı qalxmış temperatur inversiyasının və küləyin sürətinin hündürlüyə görə azalması halına;

4-cü əyri isə – yerətrafı inversiyanın və küləyin sürətinin hündürlüyə görə artması halına uyğun gəlir.

Turbulentlik əmsalı zaman və məkana görə hədsz də-yişməyə məruz qala bilər. Bu şəkil 24-də aydın görünür.

139

Şəkil 24. Düzənlik ərazilər üzərində turbulentlik əmsalı

sahəsinin şaquli kəsiyi. § 32. Təyyarələrin silkələnməsini şərtləndirən

turbulentliyin yaranma xüsusiyyətləri

Təyyarələr turbulent atmosferdə uçarkən, onların hərəkətinin orta vəziyyətini xarakterizə edən paramerlərdən sapmalar müşahidə olunur. Belə parametrlərə uçuşun hündürlüyü, havada sürət, tanqac, yana əyilmə və vurnuxma bucaqları aiddir. Orta sabit sürətli üfüqi hərəkətdə təyyarələrin hərəkətlərinin xarakteristikasının tərəddüdünü (tərpənməsini, titrəməsini) şərtləndirən əsas amil turbulent burulğanların olmasıdır.

Təyyarələrin uçuşuna təsir edən atmosfer turbulent-liyinin öyrənilməsi böyük praktiki əhəmiyyət kəsb edir. Öz növbəsində, təyyarələrdən turbulentliyin indikatoru kimi istifadə etməklə, atmosferdə havanın xaotik hərəkətlərini ən müfəssəl formada tədqiq etmək olar. Qeyd etmək lazımdır ki, təyyarələrin uçuşuna ancaq ölçüləri bir neçə metrdən 1-2 km-ə qədər olan turbulent burulğanlar təsir göstərirlər.

140

Ona görə də, burada belə miqyaslı turbulentliyin xarakteristikalarına baxılacaq. Belə ki, onlar təyyarələrin uçuşuna təsir edir və onun silkələnməsinə səbəb olurlar.

3-6 km hündürlükdə təyyarələrin silkələnməsini şərtləndirən turbulentliyin təkrarlanması, aşağı troposferdəkinə nisbətən azdır, sonra o, yenidən tropopauza səviyyəsinə qədər artır. Tropopauza üzərində turbulentliyin təkrarlanması azalır. Bu özünü kəskin formada yay fəslində biruzə verir. Ümumiyyətlə, müxtəlif coğrafi rayonlar üzərində onun maksimal təkrarlanması orta hesabla 8-12 km hündürlükdə müşahidə olunur və 5-20% təşkil edir.

Müşahidələr göstərmişdir ki, təyyarələrin buludlarda hərəkəti bir çox hallarda sakit keçmir. Nümunə kimi, cədvəl 10-da hava gəmilərinin silkələndirməsini şərtlən-dirən müxtəlif formalı buludlarda turbulentliyin təkrar-lanmasının faizlə qiymətləri verilmişdir.

Cədvəl 10

Müxtəli formalı buludlarda təyyarələrin silkələnməsinə səbəb olan turbulentliyin təkrarlanması (%)

Buludların formaları

Rayon Laylı, laylı-topa

Topa, topa-yağış

Laylı-yağışlı, yüksək-lələkli

Yüksək-topa

Lələkli, lələkli-laylı, laylı-topa

Orta enliklərdə

57,2 96,0 53,0 69,2 72,8

141

Cənub enliklərdə

26,8 86,5 32,5 35,8 27,9

Bu cədvəldən göründüyü kimi, təyyarələrin silkələn-

məsinə səbəb olan turbulentliyin ən böyük ehtimalı uçuş-ların topa və topa-yağış buludları zonalarında müşahidə olunur.

Qeyd etmək lazımdır ki, ildırımlı buludlar daxilində turbulentlik yüksək intensivdir. Bu da təyyarələrin uçuşu üçün xüsusi təhlükəlidir. Beləliklə, bulud sistemlərini təyyarələrin silkələnməsini şərtləndirən turbulentliyin xarici əlamətləri kimi istifadə etmək olar. Belə turbulentlik növlərini dağlıq ərazilərdə, xüsusilə də külək tutmayan tərəfdə gözləmək ehtimalı daha çoxdur.

Turbulentliyin buludsuz səmada, xüsusilə də yuxarı troposferdə və stratosferdə olması imkanının qiymətlən-dirilməsində ən böyük çətinlik yaranır, belə ki, bu şəraitdə onun mövcudluluğunun hər hansı bir xarici əlaməti yoxdur. Buna görə də açıq səmada turbulentliyin mövcudluluğunun ən yüksək ehtimalını təyin etmək üçün turbulentliyi şərtləndirən temperaturun və küləyin sürətinin qradiyentlərinin müvafiq qiymətlərini bilmək lazımdır.

Turbulentliyin aşkar edilməsinin ən sadə meyarı Riçardson ədədidir. Lakin, Riçardson ədədi turbulentliyin inkişafının zəruri və kafi şərtlərini təsvir etmir. Bunlardan başqa, Riçardson ədədinə görə turbulent zonada şaquli həmlə sürətini tam dəqiqliklə təyin etmək mümkün deyil.

142

Bir sıra tədqiqatlarda göstərilmişdir ki, turbulentliyin inkişaf tendensiyasının olmasını hava axınlarının makrostrukturlarına görə qiymətləndirmək olar.

§ 33. Şırnaq axınları,

onların əsas parametrləri və növləri

Bir və bir neçə maksimum sürətli böyük şaquli və üfüqi külək qradiyentləri ilə xarakterizə olunan, yuxarı troposferdə və ya stratosferdə yerləşən, demək olar ki, üfüqi oxlu güclü ensiz hava axını şırnaq axını adlanır.

Şırnaq axınlarının uzunluğu minlərlə, eni – yüzlərlə, qalınlığı isə – bir neçə kilometr təşkil edir. Küləyin sürəti-nin şaquli qradiyenti hər 1 km-ə 10 m/san, üfüqi qradiyenti isə – hər 100 km-ə 5 m/san təşkil edir. Şırnaq axınlarının oxu üzərində küləyin sürətinin aşağı həddi şərti olaraq 30 m/san –yə bərabər götürülmüşdür. Amma, bir çox hallarda, şırnaq axınlarının sərhədləri küləyin sürətinin 100 km/saat-dan az olmağa başladığı ərazilərlə müəyyən olunurlar.

Şırnaq axınları sərbəst atmosferdə müşahidə olunaraq, bəzi hallarda bütün Yer kürəsi boyunca yayılır və beləliklə, atmosferin ümumi sirkulyasiyasının tərkib hissəsini dəyişr.

Göründüyü kimi, planetar miqyaslı bu hərəkətlər küləyin böyük sürətləri ilə fərqlənirlər və bunlarda çox böyük ehtiyata malik kinetik enerji cəmlənir.

Şırnaq axınları küləyin kəskin güclənməsini şərtləndirən temperaturun böyük üfüqi qradiyentləri olan

143

planetar yüksək cəbhə zonalarının daxilində əmələ gəlir. Şəkil 25-də mülayim enliklərdə qərbdən şərqə

istiqamətlənmiş şırnaq axınına perpendikulyar olan atmosferin şaquli kəsiyi verilmişdir.

Bu şəkildə nazik tam xətlərlə geostrofik küləyin qərb tərkib hissəsi üçün izotaxlar, punktir xətlərlə isə –izotermlər çəkilib. Burada həmçinin cəbhə səthlərinin və tropopauzanın yerləşməsi göstərilib.

Şəkil 25. Şırnaq axınları olan halda İspaniyanın şimali-qərb

hissəsindən Norveçə qədər atmosferin şaquli kəsiyi (15.08.1943). Şəkildən görünür ki, küləyin ən böyük sürətləri cəbhə

xətti ilə isti havada tropopauza arasında müşahidə olunur. Küləyin maksimal sürətinin cərəyan xətləri tropopauzadan bir az aşağıda yerləşib. İzotaxların ən böyük sıxlaşması cəbhə zonasında müşahidə olunur.

144

Şırnaq axınının oxu altında soyuq axının istiqamətindən solda, isti isə sağda yerləşir. Ox üzərində isə, əksinə-soyuq zona sağda, isti zona isə solda yerləşib.

Ən güclü küləklər zonası simmetrik deyil və şırnaq axınının oxuna nisbətən küləyin sürətinin müxtəlif isti-qamətlərdə dəyişməsi eyni deyil.

Yüksəkliklərdə isti və soyuq, alçaq və yüksək təzyiqli zonaların coğrafi paylanmasından asılı olaraq, ümumiyyətlə, qərbdən şərqə və yaxud əksinə istiqamətlənmiş şırnaq axınlarının növləri və onların əsas xarakteristikaları cədvəl 11-də verilmişdir.

Cədvəl 11

Şırnaq axınlarının növləri və onların əsas xarakteristikaları

Sürət, m/san Şırnaq axınlarının növləri

Enlik zolağı, ş.e. dərəcəsi

Hündürlük, km orta maksi

mal Troposfer axınları arktik (qışda) mülayim enliklər subtropik

70-80 45-65

25-35 (qışda) 35-45 (yayda)

6-8 8-12

12-16 12-16

40 50

40-50 40-50

>100 >100 >100 <100

Stratosfer axınları stratosfer qərb (qışda) stratosfer şərq (yayda) ekvatorial

50-80

50-80 0-20

20-25

16-20 20-30

40-50

30-40 30-40

>100

>100 ≈50

Atmosferin yuxarı təbəqələri

145

qərb (qışda) şərq (yayda)

50-60 50-60

50-60 40-50

>100 >100

Şırnaq axınları daxilində küləyin sürəti hündürlüyə görə əvvəlcə artır, sonra isə –azalır. Şəkil 26-da küləyin sürətinin hündürlüyə görə dəyişməsinin paylanmasının qrafiki verilmişdir.

Şəkil 26. Şırnaq axınının oxundan müxtəlif üfüqi

istiqamətlərdə şırnaq axını zonasında küləyin sürətinin şaquli profilləri.

146

Bu qrafikdən görünür ki, şırnaq axını oxundan uzaqlaşdıqca, küləyin maksimal sürəti azalır.

§ 34. Şırnaq axınlarında turbulentlik

Şırnaq axınları zonasında atmosfer turbulentliyinin təkrarlanması və intensivliyi daha yüksəkdir. Belə hal burada müşahidə olunan böyük şaquli temperatur qra-diyentlərinin nəticəsidir. Bunlardan başqa, şırnaq axın-larında da tez-tez böyük şaquli temperatur qradiyentləri müşahidə olunur.

Bir sıra tədqiqatlarda şırnaq axınlarında atmosfer tur-bulentliyinin parametrlərini hesablamaq üçün təklif olunan düsturlarda qəbul olunmuşdur ki, küləyin profili şırnaq zonasında onun oxuna nisbətən simmetrikdir və geostrofik küləyin sürətinin üfüqi qradiyentləri sıfıra bərabərdir.

Turbulentliyin parametrlərini – turbulentlik əmsalını (k), küləyin üfüqi komponentinin pulsasiya sürətini (c’) və turbulent təbəqənin qalınlığını (H) təyin etmək üçün aşağıdakı tənliklər sistemindən

022

2

=+ vdz

udk zω (115)

və

022

2

=−− )( gz uudz

vdk ω (116)

və turbulent enerjinin balans tənliyindən

147

( ) ∫∫−−

=−

+

−

H

H

H

H

dzgdzdzdv

dzduk 01

22

βδ , (117)

istifadə edilir. Burada: ωz=ωsinϕ;

+= adz

dTT

γβ1 ; δ-turbulent enerjinin bir

hissəsinin istiliyə keçməsini xarakterizə edən parametr. Turbulent təbəqənin qalınlığını müəyyən etmək üçün

axının sərhəddindən kənarda geostrofiklik şərtindən istifadə olunur.

0)( =±= Hz

zv . (118)

Şırnaq axınlarında geostrofik küləyin şaquli profili və β kəmiyyəti aşağıdakı kimi yazılır:

( )( )

olduqda 0z )exp(olduqda 0z )exp(

)(11

11

≤+−≥+−−

=uzuu

uzuuzu

m

mg α

α, (119)

olduqda 0z olduqda 0z const

≤=

≥==

const2

1

β

ββ . (120)

Baxılan tənliklər sistemi həll edilərkən alınır:

22

αω nk z= , (121)

+

=⋅=2

;2 2112

2' ββββ

αω ngc z , (122)

αnxH 2

= . (123)

Turbulentliyin xarakteristikalarının hesablanması üçün aşağıdakı parametrlər lazımdır: a) şırnaq axını oxu üzərində

148

və turbulizasiya zonasından kənarda həqiqi küləyin sürətinin fərqləri; b) küləyin sürətinin ən böyük şaquli qradiyentləri olan təbəqənin qalınlığı; c) temperaturun orta şaquli qradiyenti və turbulentləşdirmə təbəqəsində orta temperatur.

Şırnaq axınları zonasında turbulentliyin təyyarələrlə tədqiqi küləyin maksimal sürəti səviyyəsinə nisbətən tur-bulent təbəqələrin paylanması nəzəriyyəsinin nəticələrini faktiki olaraq təsdiq etmişdir.

149

VI FƏSİL

ATMOSFERIN ÜMUMI SIRKULYASIYASININ ƏSAS XARAKTERISTIKALARI

§ 35. Atmosfer hərəkətləri haqqında ümumi məlumatlar

Məlum olduğu kimi, atmosfer müxtəlif sürətə, istiqamətə və məkan-zaman miqyasına malik olan hava axınlarından ibarətdir (şəkil 27).

Hava axınları öz aralarında qarşılıqlı təsir nəticəsində fasiləsiz olaraq yerlərini, sürət və istiqamətlərini dəyişir, əmələ gəlir və yoxa çıxırlar.

Çoxformalı atmosfer axınlarını (hərəkətlərini) şərti olaraq üç əsas növə bölmək olar: mikro (kiçik), mezo (orta) və makro (iri) miqyaslı hərəkətlər.

Mikromiqyaslı hərəkətlər üfüqi ölçüləri bir neçə yüz metrə qədər olan fəzada bir neçə dəqiqə ərzində inkişaf edirlər. Turbulentlik nəticəsində hava axınlarında əmələ gələn fluktuasiyaları belə hərəkətlərə nümunə göstərmək olar.

Mezomiqyaslı hərəkətlər bir neçə saat ərzində ölçüləri bir neçə yüz metrdən bir neçə kilometrə qədər olan fəzada inkişaf edirlər. Topa buludların inkişafı belə hərəkətin bariz nümunəsidir.

İrimiqyaslı hərəkətlər uzunluğu min kilometrə

150

qədər, mövcudluğu isə bir sutkaya bərabər olan dalğalarla xarakterizə olunurlar. Bu hərəkətlərin şaquli miqyası təxminən 10 km-ə bərabərdir. Siklon və antisiklon olan ərazilərdə hava kütlələrinin sirkulyasiyası belə hərəkətin nümunəsidir.

Şəkil 27. A.Arakavaya görə atmosfer hərəkətlərinin sxemi. Bütün bu hava axınlarından elələrini seçmək olar ki,

onlar qlobal miqyasda sirkulyasiyanı təyin edə bilsinlər. Bunlara ölçüləri materik və okeanların ölçüləri ilə mü-

151

qayisə edilə bilən və troposfer, stratosfer və mezosferdə müşahidə olunan irimiqyaslı hərəkətləri aid etmək olar. İrimiqyaslı hərəkətlərin müəyyənedici təsiri, onların məkana görə az hərəkət etməsi və stasionarlığı ilə şərtləndirilir.

İrimiqyaslı hərəkətlərə havanın temperaturunun enliklərarası mübadiləsi nəticəsində yaranan və siklon və antisiklonlarda mövcud olan hava axınları aiddir. Bunların sırasına həm də şırnaq axınları olan cəbhə zonaları, passat və mussonlar da daxildir.

Belə hava axınları bütün Yer üzərində iqlimin və havanın formalaşmasında əhəmiyyətli rol oynayırlar.

Beləliklə, atmosferin ümumi sirkulyasiyası dedikdə, üfüqi və şaquli istiqamətlərdə hava kütlələrinin mübadiləsini şərtləndirən irimiqyaslı atmosfer hərəkətlərinin toplusu başa düşülür və hava kütlələri, cəbhə zonaları, siklon və antisiklonlar onun struktur elementləridir.

§ 36. Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının

əsas qanunauyğunluqları Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının əsas

qanunauyğunluqlarına aşağıdakılar aiddir: 1) irimiqyaslı hərəkətlərdə üfüqi hərəkətlərin

sürətlərinin şaquli sürətlərdən çox olması ( sanmu /10≈ , sanmv /10≈ , sanw /1≈ );

152

2) enlik dairələri boyu zonal hava axınlarının meridional hava axınlarından üstünlük təşkil etməsi;

3) atmosfer hərəkətlərinin xarakterinin əsasən burulğanformalı olması (bir çox hallarda dalğa hərəkətləri ilə birlikdə);

4) atmosfer sirkulyasiyasının və onun struktur elementlərinin fasiləsiz dəyişməsinə səbəb olan atmosfer hərəkətlərinin qeyri-stasionarlığı, onların daima dəyişkənliyi;

5) bir təbəqədən digərinə keçərkən hava axınlarının dəyişməsi və kinetik enerjinin üfüqi və şaquli istiqamətlərdə qeyri-bərabər paylanması;

6) bir mövsümi fəsildən digərinə keçərkən hava axın-larının dəyişməsi.

Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının əsas qanunauyğun-luqları həm atmosferin ümumi xassələrini, həm də onun hərəkətini müəyyən edən qüvvələri özündə əks etdirir.

Əgər, atmosfer sirkulyasiyasına daha dəqiq baxılsa, onda yuxarıda qeyd olunan xassələrə digər qanunauyğunluqları da aid etmək olar.

Birinci qanunauyğunluq onunla şərtləndirilir ki, barik qradiyent qüvvəsinin şaquli tərkib hissəsi praktiki olaraq ağırlıq qüvvəsinin təsiri ilə tarazlaşanda havanın hərəkəti ağırlıq qüvvəsi sahəsində baş verir.

İkinci qanunauyğunluq ilk əvvəl isti və soyuq zonaların coğrafi vəziyyətlərinə uyğun olaraq yüksək və aşağı təzyiq sahələrinin paylanmasının ümumi

153

tendensiyasını özündə əks etdirir, ikincisi isə – Yerin fırlanmasının təsiri ilə əlaqəlidir.

Orta hesabla, troposferdə tropiklərdən (isti zonalara) qütblərə (soyuq zonalara) istiqamətlənmiş üfüqi barik qradiyentlər üstünlük təşkil edirlər. Bu da Koriolis qüvvəsinin təsiri altında troposferdə və aşağı stratosferdə qərb küləklərinin üstünlüyünü şərtləndirir. Beləliklə, atmosferin əsas kütləsi qərbdən şərqə fırlanma hərəkəti etməklə, Yerin bu istiqamətdə öz fırlanmasını ötüb keçir. Əlbəttə, bir sıra hallarda müəyyən səviyyələrdə meridional sirkulyasiya zonal sirkulyasiyaya nisbətən üstünlük təşkil edə bilər.

Hava xəritələrinin təhlili göstərir ki, qütb yaxınlığında çox geniş sirkumqütb siklonunun mərkəzi yerləşir (sirkumqütb burulğan dedikdə –atmosferin qütb ətrafında qərbdən şərqə ümumi fırlanması nəzərdə tutulur). Bunu bütün Yer kürəsi miqyasında planetar siklonik burulğan da adlandırırlar.

Planetar burulğandan əlavə, daha kiçik ölçülü burulğanlar, yəni tropikdən kənar siklon və antisiklonlar, tropik siklonlar və s. mövcuddurlar.

Beləliklə, burulğan hərəkətlərinə müxtəlif miqyaslı turbulent hərəkətlərinin təzahürü kimi baxmaq və siklon və antisiklonları makroturbulent hərəkətlərə aid etmək olar.

Üçüncü qanunauyğunluq - atmosfer və Yer səthinin mürəkkəb qarşılıqlı təsirinin, həm də qonşu hava axınlarının qarşılıqlı təsirlərinin nəticəsidir.

154

Dördüncü qanunauyğunluq - təsir edən qüvvələrin

tarazlığının dayanıqsızlığını xarakterizə edir. Atmosfer hərəkətlərinin qeyri-stasionarlığı barik

sahələrin dəyişmələrinin birbaşa səbəbidir. Öz növbəsində, barik sahənin dəyişməsi atmosfer hərəkətlərinin qeyri-stasionarlığına səbəb olur.

Beşinci qanunauyğunluq atmosferin xassələrinin üfü-qi və şaquli istiqamətlərdə dəyişməsini əks etdirir.

Siklon və antisiklonların bir-birini əvəz etməsi hava kütlələrinin və kinetik enerjinin paylanmasının qeyri-bircinsliyinə gətirib çıxarır. Bu daha böyük dərəcədə kinetik enerjinin ən çox cəmləşdiyi yüksək cəbhə zonalarına və şırnaq axınlarına aiddir.

Atmosferin ən vacib xüsusiyyətlərindən biri, onun müxtəlif fiziki xassələrə malik olan, bir-birindən lazımi qədər ayrı və nisbətən dayanıqlı olan təbəqələri yaratmasıdır.

Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının fəsli dəyişmə qanunauyğunluqları fəsildən-fəsilə günəş istiliyi axınlarının dəyişməsi ilə əlaqəlidir. Lakin, Yer kürəsinin istənilən rayonunda atmosfer sirkulyasiyasının fəsli dəyişmələri baş verir ki, bunlar da özlərini siklon və antisiklonların təkrarlanmasının və intensivliyinin müxtəlifliyində, onların trayektoriyalarının yerinin dəyişməsində, yüksək cəbhə zonalarının coğrafi vəziyyətinin dəyişməsində və s. biruzə verirlər.

155

§ 37. Atmosfer sirkulyasiyasının ümumi sxemləri

Atmosferin sirkulyasiyasının əsas qanunauyğunluqlarını aydın formada göstərmək üçün, atmosferin ümumi sirkulyasiyasının bir sıra sxemləri işlənib hazırlanmışdır. Bu sxemlərdə müxtəlif növlü qapalı və açıq halqalar kimi göstərilən hava hissəciklərinin meridian boyu və şaquli müstəvidə yerdəyişməsinə baxılmışdır. Belə sxemlərdən biri şəkil 28-də göstərilmişdir.

Şəkil 28. Bircins yer səthi üçün

atmosfer sirkulyasiyasının sxemi. Bu şəkildə meridianın hər 41 hissəsinə sirkulyasiyanın

üç halqası uyğun gəlir: 1) ekvatorla 300 enlik arasındakı passat zonasında, 2) qütblə 600 enlik arasındakı yüksək enliklərdə, 3) iki əvvəlki halqanı vahid sistemə

156

birləşdirən troposfer-stratosfer halqası. Sirkulyasiya ilə şərtləndirilən hərəkətlərin istiqamətləri oxlarla işarə olunub, burada ekvatorda və 60-cı paraleldə yüksələn hərəkətlər, 30-cu paraleldə və qütbdə –enən hərəkətlər göstərilib. Halqaların daxilindəki qırıq xətlərlə üstünlük təşkil edən qərb (W) və şərq (E) küləkləri ayrılıb.

Bu sxem atmosfer sirkulyasiyasının bir neçə mühüm xassələrini, yəni, passatları, ekvator və 60-cı paralel yaxınlığında aşağı təzyiq sahəsini, 30-cu paraleldə və qütb-lərdə –yüksək təzyiq sahəsini, troposferin yuxarı hissəsində və aşağı stratosferdə qərb küləklərinin üstünlüyünü izah edir. Lakin, ümumilikdə bu sxem həqiqətdən uzaqdır.

Müxtəlif hündürlüklərdə külək üzərində aparılan müşahidələrin təhlili göstərmişdir ki, küləyin ortalaşdırılmış parametrlərindən istifadə etməklə, daha mükəmməl sxemlərə keçmək lazımdır.

Belə bir sxem Mins tərəfindən işlənmişdir (şəkil 29). Bu şəkildən görünür ki, ekvator yaxınlığında orta

hesabla şərq küləkləri böyük yüksəkliklərə qədər üstünlük təşkil edir, yəni antipassatlar praktiki olaraq mövcud deyillər. İzotaxların sıxlığına görə isə atmosfer sirkul-yasiyasının fəsli dəyişmələri barədə mülahizə yürütmək olar.

Sonrakı tədqiqatlarda küləyin orta parametrlərinin hündürlüyə görə paylanmasının yenidən dəqiqləşdirilmələri aparlımışdır. Şəkil 30-da belə bir sxemin qrafiki verilmişdir.

157

Şəkil 29. Minsə görə küləyin zonal tərkib hissələrənin sxemi.

(izotaxlar m/san ilə verilib). Şəkil 29-dan fərqli olaraq, şəkil 30-da ekvatorial

zonada 10 km-dən yuxarıda qərb küləkləri zonası mövcuddur, qütbdə isə (Şimal yarımkürəsi) şərq küləkləri zonası seçilmir. Yay fəslində mülayim enliklərdə hündürlü-yə görə qərb və şərq küləkləri bir-birinin ardınca gəlir. Belə ki, müəyyən vaxt ərzində və rayonda küləyin xarakteristikaları hündürlüyə görə ümumiləşdirilmiş sxemlərdən çox kəskin fərqlənə bilərlər.

158

Şəkil 30. Küləyin zonal tərkib hissələrinin hündürlüyə görə

paylanması.

159

Atmosfer sirkulyasiyasının əsas qanunauyğunluqlarını nəzəri cəhətdən izah etmək üçün, zonal sirkulyasiyanın və atmosfer sirkulyasiyasının meridional halqalarının nəzərəi izah edilməsi istiqamətində cəhdlər göstərilmişdir.

Belə tədqiqatlardan biri N.Y.Koçin tərəfindən aparılmışdır. O, atmosfer sirkulyasiyasının miqdar nəzəriyyəsinin əsaslarını işləmişdir. Sonralar, A.A.Dorodnit-sın, B.İ.İzvekov və M.Y.Şvets temperaturun və təzyiqin 24 km hündürlüyə qədər paylanması üzərində müşahidələrin nəticələrindən istifadə etməklə nəzəri hesablamalar yolu ilə atmosfer sirkulyasiyasının sxemini tərtib etmişlər.

Atmosferin ümumi sirkulyasiyası mexanizmində beş coğrafi enlik sirkulyasiya zonalarını seçmək olar (şəkil 31):

1) ekvatorun hər iki tərəfində 300 coğrafi enliklər hüdudunda yerləşən ekvatorial və tropik enliklərdəki zona;

2-3) müvafiq yarımkürələrin 600 və 300 enlikləri arasında yerləşən Şimal və Cənub yarımkürələrinin müla-yim zonaları. Burada yüksək təzyiqin subtropik qurşağı yerləşir (Şimal yarımkürəsinin 350-si, Cənubun – 300-si);

4-5) qütb dairələri arasındakı yüksək enliklərdə coğrafi qütblər üzərində yerləşən qütb zonaları (Şimal yarımkürəsində arktik, Cənubda –antarktik).

160

Şəkil 31. Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının

sadələşdirilmiş sxemi Burada subqütb minimumu adlanan alçaq təzyiqli

qurşaq (hər yarımkürədə 600-700) yerləşir.

161

§ 38. Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının xarakterini təyin edən əsas amillər

Göstərildiyi kimi, atmosferin ümumi sirkulyasiyası

mürəkkəb və çoxamilli prosesdir. Müasir dövrdə belə bir qlobal termodinamiki sistemə təsir edən əsas amillərin heç də hamısı məlum deyil. Onların hər birinin rolu müxtəlif dəqiqliklə öyrənilibdir. Bunlara baxmayaraq, bir sıra ən vacib amil artıq müəyyən edilmişdir. Ona görə də, atmosferin ümumi sirkulyasiyasının bu və ya digər xüsusiyyətlərinin formalaşmasında onların rolunun elmi və praktiki cəhətdən öyrənilməsi vacibdir.

Belə amillərə aşağıdakıları aid etmək olar: 1) Yer kürəsi üzrə istilik enerjisinin qeyri-bərabər

paylanması; 2) Yerin fırlanması; 3) Atmosferin Yer səthi ilə qarşılıqlı əlaqəsi; 4) Troposfer cəbhələrində siklonik fəaliyyət; 5) Kosmik-geofiziki amillər (günəşin fəallığı,

deformasiya və qabarma qüvvələri, qütblərin nutasiyası və s.).

Atmosferin Yer səthi ilə qarşılıqlı əlaqəsi. Yer atmosferinin fəaliyyəti bir çox hallarda bizim planetin səthinin təsirindən asılıdır. Öz növbəsində, atmosfer prosesləri də əhəmiyyətli dərəcədə bu səthin xarakter və vəziyyətinə təsir göstərirlər. Beləliklə, atmosferlə Yer səthi arasında daimi və tamamilə sıx qarşılıqlı təsir mövcuddur.

162

Yer səthi Günəş enerjisinin böyük hissəsini udaraq onu istilik enerjisinə çevirir və yenidən uzundalğalı şüalanma şəklində atmosferə verir. Yer səthi atmosferi su buxarı ilə təmin edir və nəticədə, atmosferdə buludların yaranması prosesləri inkişaf edir. Buludların miqdarı və forması, onların zamana görə davamlılığı və coğrafi paylanması Yerin Günəşdən aldığı istiliyin miqdarına və coğrafi paylanmasına böyük təsir göstərir.

Yer səthi tərəfindən istiliyin udulması, rütubətin və istiliyin atmosferə verilməsi təsiredici dərəcədə Yer səthinin fiziki xassələrindən asılıdır. Onlar quru və okean üzərində, bitki ilə örtülü və açıq yerlərdə, düzənlik və dağlar üzərində və s. müxtəlifdir.

Müasir dövrə qədər atmosferin döşəmə səth ilə qarşı-lıqlı təsiri mexanizmləri az öyrənilibdir. Məsələnin belə vəziyyəti həm də bu əlaqələr üzərində lazımi müşahidə məlumatlarının az olması ilə izah olunur.

Atmosferlə Yer səthi arasındakı qarşılıqlı əlaqəyə yerli oroqrafiyanın təsirini də aid etmək olar. Məsələn, Qayalı, And, Himalay, Qafqaz və s. dağ sıraları böyük ərazilərin ümumi sirkulyasiyasının əsas axınlarının xarakterinə və iqlim xüsusiyyətlərinə nəzərə çarpacaq təsir göstərirlər. İqlimin yerli xüsusiyyətlərinin formalaşmasına oroqrafik təsir də özünü göstərir.

Okean axınlarının atmosfer makroproseslərinin inkişafına təsiri istiqamətində böyük miqdarda tədqiqatlar Qolfstrim cərəyanının temperaturu ilə Avropada temperatur

163

şəraiti arasındakı əlaqələrin öyrənilməsinə yönəlmişdir. Bu tədqiqatlarda Qolfstrimin təsir mexanizmi aşağıdakı kimi verilmişdir.

Qolfstrimin temperaturu artdıqda (xüsusilə İslandiya rayonunda) Şimali Atlantika üzərində havanın təzyiqi aşağı düşür, yəni island minimumu dərhal dərinləşir. Bununla əlaqədar olaraq Avropaya isti hava gətirən cənub-qərb küləkləri güclənir. Eyni zamanda, Qrenlandiyanın cənubuna və ondan cənubda yerləşən rayonlara soyuq hava gətirən şimal-qərb arxa küləkləri güclənir. Beləliklə, Qolfstrimin güclənməsi vaxtı Avropada istiləşmə, Qrenlandiyada soyuma baş verməlidir.

Lakin, çoxsaylı tədqiqatlar göstərir ki, müasir dövrə qədər Qolfstrim temperaturunun tərəddüdləri ilə Avropada havanın dəyişməsi arasında hər hansı bir davamlı əlaqə yoxdur. Təbii ki, okean səthinin nisbətən böyük olmayan hissəsindəki vəziyyətin atmosferin ümumi sirkulyasiyası kimi bir planetar mexanizmin dəyişməsinə təsirini təsvir etmək mümkün deyil. Şübhə yoxdur ki, uzun dövr ərzində Avropa üzərində havanın dəyişməsi ümumi sirkulyasiya proseslərinin dəyişməsinin nəticəsidir. Beləliklə, demək olar ki, okean axınlarının mövcudluğu, onların coğrafi yerləşməsi, istiqaməti, intensivliyi əhəmiyyətli dərəcədə atmosferin hərəkət mərkəzlərinin vəziyyəti və yeri ilə təyin olunurlar.

Bütün bunlar bir daha göstərir ki, atmosferlə okean axınları arasında qarşılıqlı əlaqələr çoxşaxəli və çox

164

mürəkkəbdirlər, və tam öyrənilməmişdir. Arktika buzlarının atmosferin ümumi sirkulyasiyası

proseslərinə təsiri istiqamətində V.Y.Vizenin tədqiqatlarında göstərilmişdir ki, Arktikanın qərb zonasında buzların arxasında island minimumunun şərqə doğru yerdəyişməsi baş verir. Nəticədə, bu soyuma əvvəlcə İslandiyada müşahidə olunur, sonra tədricən şərqə doğru yayılır.

Avropa üzərində siklonik fəaliyyətli zonalar daha cənub enliklərə doğru yerini dəyişirlər ki, bunlar da Avro-paya soyuq hava kütlələrinin çıxarılmasının güclən-dirilməsinin nəticəsidir.

V.Y.Vize göstərmişdir ki, Barents dənizinin buzluluğu ilə sentyabr-noyabr aylarında Sibirin şimali-qərbində hava-nın temperaturunun dəyişməsi arasında əlaqə vardır. O, izah etmişdir ki, Barents dənizinin buzlarının havanın temperaturuna təsiri, onların birbaşa soyuducu effekti ilə bərabər, buzların atmosferin qütb hərəkət mərkəzləri vasitə-silə həyata keçirilir. Birinci təsir mexanizmi özünü ancaq Barents dənizinə yaxın zonalarda çox böyük biruzə verdiyi halda, ikinci mexanizm vasitəsilə daha cənub enliklərin barik formalarına müəyyən təsir göstərilir. O, bu ideyalara əsaslanaraq, Arktikada istiləşmənin səbəblərini aşkar etməyə çalışmışdır.

Mussonlar haqqında anlayış meteorologiyada ən dəqiq anlayışlardan biridir. Müasir dövrdə musson anlayışının müəyyən edilməsinin iki istiqaməti vardır. Birinciyə görə

165

(A.İ.Voyeykovun fikri), mussonun ən vacib xarakteristikası - kompleks hava şəraitidir və küləyin üstün istiqməti ilə birlikdə fəsildən-fəsilə kəskin dəyişmələrə məruz qalmasıdır. İkinciyə görə (S.P.Xromovun fikri), mussonun əsas xarakteristikası külək rejimi hesab olunur.

Eyni enliklər boyunca qonşu olan materik və okeanlar-da, ən çox kəskin təzahür edən və dayanıqlı olan mussonlar tropik enliklərdə müşahidə edilir. Amerika materikində tropik mussonlar zəif inkişaf edib. Hind okeanı hövzəsində tropiklər daxilində musson sirkulyasiyası geniş məkanda müşahidə edilir. Tropik mussonlar bütün Hind okeanının şimalında, Hindistanda, Cənubi Çində, İndoneziyada, Hind okeanın aşağı enlikləri üzərində Madaqaskara kimi, Şimali Avstraliya və həm də Ekvatorial Afrikanın böyük sahəsində mövcuddur. Yer kürəsinin bu hissəsində mussonların güclü inkişafı onun özünəməxsus coğrafi şəraiti ilə bağlıdır. Belə ki, Hind okeanından şimalda çox böyük Asiya materiki var, həm də Afrika materiki hər iki yarımkürədə yerləşir. Tropik mussonların bilavasitə səbəbi subtropik antisiklonların yerinin fərqli dəyişməsi və ekvatorial çökəklikdir. Ekvatorial çökəklik iyulda Şimal yarımkürəsinin daha yüksək enliklərinə, xüsusən də materiklərə doğru yerini dəyişir, yanvarda isə Cənub yarımkürəsinə çəkilir. Ekvatorial çökəkliklə birlikdə subtropik antisiklonlar iyulda şimala, yanvarda isə cənuba yerini dəyişir. Ekvatorda hər iki tərəfdən mussonların inkişaf etdiyi ərazilərdə fəsillər üzrə belə yerdəyişmə nəticəsində üstünlük təşkil edən barik

166

qradiyentlərin istiqamətləri və hakim küləklər fəsli dəyişir. Təzyiq sahəsinin fəsli dəyişməsi hava kütləsinin materik və okean arasında yenidən bölünməsi ilə bağlıdır. Qışda havanın soyumuş materikdən okeana, yayda isə nisbətən soyuq okeandan isti materikə axını üstündür.

Beləliklə, mussonların yaranmasının ilkin səbəbi külə-yin fəsli rejimidir. Bu isə il ərzində materik və okeanların qızmasındakı müxtəlifliklə əlaqədardır. Materik və okeanların müxtəlif dərəcədə qızması ilə bağlı təzyiq sahəsinin dəyişməsi kimi digər əsas səbəbdən başqa, mussonun sürətinə və istiqamətinə Koriolis qüvvəsi, materiklərin ümumi forması, oroqrafiyası və Yer səthinin xüsusiyyəti təsir göstərir. Passatlarda il ərzində küləyin sürəti ümumiyyətlə şərq istiqamətini saxlayır. Mussonlarda isə küləyin üstün istiqamətləri fəsil dəyişdikdə, əks istiqamətə keçir.

Beləliklə, yarımkürələrin yay və qış qızmasındakı ümumi fərqlər müxtəlif nəticələrə gətirib çıxarır. Şimal və Cənub yarımkürələrinin okean su kütlələri ilə qonşu olduqları zonalarda (Atlantik və Sakit okeanları) il ərzində passatlar hakimdir və küləyin istiqaməti dəyişmir. Cənub yarımkürəsində okean (Hind okeanı) və Şimal ya-rımkürəsində materiklər (Asiya və Afrika) yerləşdiyindən, qış və yay mussonları yaranır və küləyin istiqaməti qarşılıqlı əksinədir.

Yay mussonu rütubətli ekvatorial hava daşıyır, bol yağış gətirir və temperatur bir qədər aşağı düşür. Məsələn,

167

Hindistanda ümumi yağıntının 75%-ini yay mussonu vaxtındakı yağış təşkil edir. Beləliklə, yay mussonu burada yağışlı, qış mussonunda isə quru fəsildir.

Musson sirkulyasiyalı əraziləri aşkar etmək üçün S.P.Xromov tərəfindən musson bucağı anlayışı elmə daxil edilmişdir. Musson bucağı dedikdə, qışda və yayda küləyin üstünlük təşkil etdiyi istiqamətlər arasındakı bucaq nəzərdə tutulur. S.P.Xromova görə, əgər bu bucaq 120-1800 arasında dəyişirsə, onda hava axınları mussonlara aiddir. O, bu meyardan istifadə etməklə, 1950-ci ildə bütün Yer kürəsində mussonların coğrafi paylanmasının xəritəsini tərtib etmişdir (şəkil 32).

Şəkil 32. Mussonların coğrafi paylanması (1200-dən 1800 –yə qədər musson bucaqlı ərazilər ştrixlənib). Yanvar və iyulda küləyin orta təkrarlanması: 1) 40%-dən az; 2) 40-60%; 3) 60%-dən çox.

Sonralar, bu xəritə dəqiqləşdirilmişdir. Buradan görmək

168

olar ki, musson zonasında zonal paylanma mövcuddur və o, ancaq Asiyanın şərqində pozulur.

Yer kürəsi üzrə istilik enerjisinin paylanmasının qey-ri-bərbərliyi. Yer planetində hava axınlarının yaranmasının əsas səbəblərindən biri Yerin müxtəlif qurşaqları arasında istiliyin qeyri-bərabər paylanmasıdır. Bunun da nəticəsində troposferdəki izotermik və izobarik səthlərin qütblərə doğru meyilliyi və izobarik-izotermik solenoidlərin yaranması baş verir. Ekvatorda hava yuxarı qalxır, qütblərdə aşağı düşür. Nəticədə, ekvatoryanı zonada alçaq təzyiq, qütb zona-larında isə yüksək təzyiq zonaları formalaşır. Yerin fırlanmasının sapma qüvvələri nəticəsində, bu meridional axınlar zonal axınlara keçməyə başlayırlar.

Atmosferdə istiliyin paylanmasında turbulentlik və rütubət mübadiləsi də vacib rol oynayır. Kürəyə bənzər səthin radiasiya yolu ilə qızmasının qeyri-bərabərliyi yüksək və aşağı enliklər arasında üfüqi istilik mübadilə-sinin yaranmasını şərtləndirir. Sonuncular isə makrotur-bulent istilik mübadiləsi, istiliyin okean axınları ilə da-şınması və kondensasiya istiliyinin yenidən paylanması formasında həyata keçir.

Atmosferin müxtəlif enliklərdə aldığı istilik, baxılan rayonun coğrafi enliyindən asılı olmaqla bərabər, həm də istilik balansının digər tərkib hissələrinin zaman və məkana görə paylanmasının qeyri-bərabərliyindən də çox asılıdır. Bu isə atmosferdə havanın burulğan hərəkətlərinin və onlarla əlaqəli olan sirkulyasiyanın meridional hissəsinin

169

yaranmasına kömək edir. Atmosferin istilik balansının tərkib hissələri buludların paylanmasından, miqdarından və formasından, yağıntıların miqdarından, atmosferdə rütubət ehtiyatlarından, küləyin sürətindən və makrosinoptik proseslərin xarakterindən yüksək dərəcədə asılıdırlar.

Troposfer cəbhələrində siklonik fəaliyyət. Günəş radiasiyasının fırlanan Yer kürəsində coğrafi enliklərə görə paylanmasının qeyri-bərabərliyi atmosferin zonal sirkulyasiyasının əmələ gəlməsinə şərait yaradır. Onların əmələ gəlməsi adətən troposfer cəbhələrində siklonik fəaliyyətin inkişafı ilə əlaqədardır. Bu isə nəinki yüksək cəbhə zonasının potensial enerjisinin kinetik enerjiyə keçməsini şərtləndirir, o, həm də atmosferin ümumi sir-kulyasiyasının mexanizmidir və onun köməyilə havanın enliklərarası mübadiləsi həyata keçirilir.

Əgər atmosfer sirkulyasiyası tam zonal olsaydı, yəni enliklər arası hava mübadiləsi olmasaydı, onda radiasiya balansı mənfi olan rayonlarda havanın soyuması, müsbət radiasiya balansı olan rayonlarda isə havanın qızması baş verərdi. Bu hal hər zona üçün şüa tarazlığı müşahidə olunana qədər davam edərdi. Belə ki, Kirxhof qanununa görə, temperatur aşağı düşdükdə əks şüalanma azalır, yüksələndə isə - artır.

Şüa bərabərliyi şəraiti olması halı üçün Baur tərəfindən müxtəlif enliklər üzrə yerətrafı təbəqədə havanın temperaturunun hesablanmış orta qiymətləri və faktiki müşahidə olunan qiymətləri cədvəl 12-də verilmişdir.

170

Cədvəl 12

Müxtəlif enliklərdə şüa bərabərliyi halında və faktiki müşahidə olunan yerətrafı hava təbəqəsinin temperaturu (0S)

Şimal enlikləri, dərəcə ilə (0) Göstəricilər 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 Şüa bərabərliyi

39 36 32 22 8 -6 -20 -32 -41 -44

Faktiki 25 26 25 20 14 5 -1 -10 -17 -19 Fərq -14 -10 -7 -2 +6 +11 +19 +22 +24 +25

Cədvəldən göründüyü kimi, 400 ş.e.-dən cənuba faktiki

temperatur şüa bərabərliyi temperaturundan əsaslı dərəcədə az, bu enlikdən şimala doğru isə daha çoxdur. Şüa bərabərliyi halında qütb-ekvator temperaturu fərqi 830 S -yə bərabər olardı, amma faktiki olaraq bu fərq 440 S-dir, yəni, 390 S azdır.

Temperatur fərqinin belə azalmasını ancaq onunla izah etmək olar ki, həqiqətən də atmosferdə zonal tərkib his-sələri ilə bərabər, meridional tərkib hissələri də mövcuddur. Belə halda, isti hava kütlələri cənuba daha yaxın enliklərdən şimal enliklərinə daxil olaraq burada tempe-raturu artırır. Şimal enliklərinin soyuq havası isə cənuba yaxın enliklərə daxil olaraq orada temperaturun aşağı düşməsinə səbəb olur. Bununla nəinki atmosfer sirkulyasiyasının meridional tərkib hissəsinin olduğu, həm də onların Yer kürəsində həyat üçün böyük əhəmiyyət

171

daşıdığı və atmosferin ümumi sirkulyasiyası proseslərində siklonik fəaliyyətin xüsusi olaraq vacib əhəmiyyət kəsb etdiyi sübut olunur.

Siklonik fəaliyyətin inkişafında planetar yüksək cəbhə zonaları böyük rol oynayırlar. Belə zonalar bir sıra ayrı-ayrı cəbhə zonalarından ibarətdir və siklo və -antisiklogenez prosesləri onlarla əlaqəlidir. Ona görə də materiklərin şərq sahillərində yaranmış siklonik fəaliyyətin yayılma dərəcəsi və onun fəallaşma rayonları sonralar planetar yüksək cəbhə zonasının vəziyyətindən asılı olacaqdır. Axırıncı isə atmosfer sirkulyasiyasının formasından asılıdır.

Buradan göründüyü kimi, nisbətən kiçik miqyaslı proseslərin (ayrı-ayrı siklonların əmələ gəlməsi və inkişfı) daha iri miqyaslı proseslərlə əlaqələndirilməsi nə qədər vacibdir. Bu onu göstərir ki, siklonik fəaliyyətin öyrənilməsi nəinki qısamüddətli proqnozlar üçün maraq kəsb edir, o, həm də uzunmüddətli proqnozlar üçün xüsusi əhəmiyyətə malikdir.

Siklonik fəaliyyətin öyrənilməsi həm də ümumi sir-kulyasiyanı yaradan digər mexanizm və amillərin başa düşülməsi və yuxarıda göstərilən hava rejiminin forma-laşdırılmasında onların rolunu aydınlaşdırmaq üçün la-zımdır. Bunu öyrənməklə, istilik enerjisinin Yer kürəsi üzrə paylanmasının qeyri-bərabərliyinin, atmosferin döşəmə səthlə qarşılıqlı təsirinin, Günəş aktivliyinin atmosfer proseslərinə təsirinin və s. rolunu başa düşməyə imkan verər.

172

Uzun termobarik dalğalar. Son 50-55 ildə müxtəlif ölkələrin alimləri tərəfindən müəyyən olunmuşdur ki, troposferdə və aşağı stratosferdə uzun termobarik dalğalar mövcuddur və cəbhə dalğalarından fərqlənirlər. Belə dalğalar N.Y.Koçin, N.Y.Blinova, Rossbi, Qaurvits, Smaqorinski və başqaları tərəfindən öyrənilmişdir. Məsələn, Y.N.Blinova tərəfindən uzun dalğalar nəzəriyyəsi əsasında ilk dəfə olaraq havanın təzyiq və temperatur sahələrinin uzunmüddətli proqnozlarının hidrodinamiki üsulunun işlənməsinə başlanmışdır. Uzun dalğaların hərtərəfli, yəni, sinoptiki, nəzəri və eksperimental öyrənilməsi 1946-1947-ci illərdə Çikaqo Universitetində həyata keçirilmişdir. Onlar tərəfindən göstərilmişdir ki, dal-ğaların uzunluğu bir çox hallarda zonal axının uzunluğundan asılıdır. Dalğaların uzunluğunun və onların yerdəyişmə sürətinin zonal axının sürətindən asılılığı Rossbinin məlum düsturu ilə ifadə oluna bilər:

2

2

4πβLuc −= , (124)

burada: c - dalğaların yerdəyişmə sürəti (əgər dalğalar şərq istiqamətində yerini dəyişirsə c müsbətdir, qərb istiqamətində isə - c mənfidir); L-dalğanın uzunluğu; u -qərb daşınmasının orta zonal sürəti; β -Koriolis para-metrinin şimal istiqamətində dəyişmə sürəti; .1415,3=π

Dalğalar stasionar olduqda, yəni c=0-da

173

βπ

uLs 2= , (125)

burada: Ls -stasionar dalğanın uzunluğu. Bu düsturların təhlilindən aydın olur ki, əgər L>Ls

olarsa, onda dalğalar qərbə, əgər L<Ls olarsa –onda dalğalar şərqə yerini dəyişərlər.

Stasionar dalğaların uzunluğu 300 enlikdə u=4 m/san- də 2800 km-dən, 60° enlikdə u=20 m/san-də 8300 km –ə qədər tərəddüd edir.

Bir çox hallarda uzun dalğaların xarakteri aşağıda-kıları müəyyən edir: 1) enerjinin cəmləşdiyi zonalar olan şırnaq axınlarının coğrafi vəziyyətini; 2) atmosferin hərəkət mərkəzlərinin miqdarını, yerini və intensivliyini; 3) yerətrafı cəbhə zonalarının və siklogenezin xarakterini; 4) yüksəkliklərdə aparıcı axının istiqamətini və Yer səthində barik əmələgəlmələrin və izobarik mərkəzlərin yerdəyişmə trayektoriyalarını; 5) troposfer təbəqəsində barik və termik qradiyentlərin istiqamətini; 6) atmosferdə Günəş radiasiyasının dəyişməsinin xarakterini; 7) Yer səthinin istilik vəziyyətini; 8) havanın şaquli hərəkətlərinin paylanmasını.

Beləliklə, troposferdəki uzun dalğalar atmosferin ümumi sirkulyasiyasının ən vacib kompleks xarakteris-tikalarından biridir.

Kosmik-geofiziki amillər. Günəş və onun aktivliyi barədə bir sıra ümumi məlumatlar. Burada Günəşdə

174

müxtəlif fiziki və energetik dəyişmələr nəticəsində onun şüalanmasının artması ilə əlaqədar olan atmosfer proseslərindəki dəyişikliklərə baxılır.

Fiziki dəyişmələr özünü onun səthindəki müxtəlif gö-rünən dəyişmələr formasında biruzə verir. Axırıncılar isə ləkə, məşəl, püskürmə, sap və tac formada təsvir olunurlar.

Günəş aktivliyi dedikdə, adətən Günəşdə baş verən bütün fiziki dəyişmələrin birgəliyi və bu formaların əmələ gəlməsi başa düşülür.

Günəş enerjisinin mənbəyi dövrü nüvə reaksiyasıdır və bu vaxt hidrogenin karbon atomunun köməyi ilə heliuma keçməsi baş verir. Günəşin birbaşa görünən və radiasiyanın əsas hissəsini şüalandıran səthi fotosfer adlanır. Fotosfer üzərində 600 km-ə yaxın hündürlüyə malik təbəqə mövcuddur. Onun üzərində isə xromosfer adlanan və 14000 km yüksəkliyə qədər uzanan təbəqə müşahidə olunur. Buradan yuxarıda isə Günəş tacı yerləşir.

Təxminən 400 il bundan əvvəl, teleskop kəşf edildikdən sonra, müəyyən olunmuşdur ki, (Qaliley, Fabrisius, Şeyner) vaxtaşırı Günəş diskində ləkələr əmələ gəlir. Son-ralar aşkar olunmuşdur ki, ləkə sahəsindəki temperatur Günəş səthinin temperaturundan 1000-1500 K (kelvin) aşağıdır. Buna görə də, ləkələr nisbətən qara görünürlər və Günəş fotosferindən yaxşı seçilirlər. Onlara əksərən bir neçə ləkədən ibarət olan qrup halında rast gəlmək olar.

Ləkələrin mövcudluğunun fəaliyyəti bir neçə saatdan

175

bir neçə aya qədərdir. Deməli, onlar Günəşin bir neçə dəfə fırlanması dövrü ərzində qala bilərlər. Ləkələrin ölçüləri də çox müxtəlifdir. Onların en kəsikləri bir neçə yüz kilometrdən yüz minlərlə kilometrə çata bilər. Ləkələr əsasən Günəşin hər iki yarımkürəsinin 50-dən 35-400 -yə qədərki enlik zonalarında cəmləşiblər. Onun qütb və ekvatorial qurşaqlarında ləkələr yoxdurlar. Bu zonalar kral zonası adlanırlar.

Günəş fotosferində ləkələrin əmələ gəlməsi səbəbləri barədə bir neçə fərziyyə mövcuddur. Bunlardan birinə görə, fotosferin ləkələr yerləşdiyi sahələrində daha aşağı temperatur şəraiti Günəş qazlarının konvektiv qarışması prosesləri ilə əlaqədardır. Helium zonasında yaranan konvektiv axın qeyri-tarazlıq zonasından keçərək güclü so-yuyurlar. Bu soyuma o qədər böyükdür ki, hidrogen zonasında qızma ilə kompensasiya oluna bilmirlər. Nəticədə, konvektiv axın fotosferə çıxaraq onu əhatə edən sahəyə nisbətən daha aşağı temperatura malik olur.

Son dövrlərdə belə bir fikir söylənilir ki, fotosferə nis-bətən ləkə sahəsindəki daha aşağı temperatur onunla əlaqədardır ki, ləkənin istilik enerjisinin bir hissəsi onun maqnit sahəsinin enerjisinə çevrilir.

Günəş aktivliyinin indeksləri. Günəş aktivliyini xarakterizə etmək üçün əsasən empirik yolla müəyyən olunan müxtəlif növlü ədədi göstəricilərdən istifadə olunur. Bunlardan ən geniş yayılanı Volf tərəfindən elmə daxil edilən və Günəşin ləkəyaradıcı fəaliyyətini xarakterizə edən

176

indeksdir. Onu bir çox hallarda sadə Volf ədədi adlan-dırırlar və aşağıdakı düsturla hesablayırlar:

W=k(10g+f), (126) burada: k -müşahidə şəraitindən və cihazın növündən asılı olan əmsal; g -ayrı-ayrı və qrup formasında olan ləkələrin sayı; f –qruplardakı bütün ləkələrin və ayrı-ayrı ləkələrin ümumi sayı.

Bu düsturdan göründüyü kimi, Volf indeksi cəm in-deksdir və ancaq Günəşin ləkə əmələgətirmə fəaliyyətinin ümumi xarakteristikasını verir. O, birbaşa Günəş aktivliyinin keyfiyyət tərəfini, yəni ləkələrin gücünü və onların vaxta görə davamlığını nəzərə almır.

Qeyd etmək lazımdır ki, Volf indeksinin qiymətləri barədə faktiki məlumatlar 1749-cu ildən mövcuddur.

Günəş aktivliyinin çoxillik dəyişmələri. 1843-cü ildə astronom Şvabe tərəfindən müəyyən olunmuşdur ki, Günəş aktivliyinin bütün elementləri çoxillik dəyişmələrə məruz qalaraq, aydın görünən dövrüliyə malik olurlar. Günəş aktivliyinin tərəddüdlərinin dövri xarakteri Volf tərəfindən çox geniş tədqiq olunmuşdur. O, müəyyən etmişdir ki, günəş ləkələri ədədlərinin dövri tərəddüdlərinin orta davamiyyəti 11 ilə yaxındır. Bunlarla bərabər, ayrı-ayrı hallarda o, 8-dən 17 ilə qədər dəyişə bilər. Şəkil 33-də Volf ədədinin orta illik qiymətlərinin 1749-1966-cı illər üzrə dinamikası verilmişdir. Günəş aktivliyinin digər elementlərinin də analoji dövrüliyi müəyyənləşdirilmişdir.

177

Şəkil 33. Volf ədədinin orta illik qiymətləri (a) və onların

anomaliyalrının inteqral əyrisi (b) (1749-1966-cı illəri əhatə edir).

178

Bunlara baxmayaraq, 11-illik dövrülik barəsində mə-sələ hələ tam həll olunmamışdır. Byerknesin fikrinə görə, Günəş aktivliyinin dövrüliyi Günəş materiyasının ümumi sirkulyasiyasının çoxillik tərəddüdləri ilə əlaqəlidir və mürəkkəb xarakterə malikdir.

Bir sıra ölkələrin alimlərinin tədqiqatları nəticəsində müəyyən olunmuşdur ki, Günəş fəaliyyətində daha uzun müddətli dövrülik mövcuddur, və buna nümunə kimi 80-90 illik dövrüliyi göstərmək olar. Bu dövrülik yəqin ki, at-mosferin ümumi sirkulyasiyasının çoxillik tərəddüdlərinin izah edilməsi üçün çox vacib əhəmiyyət kəsb edir.

Makrosinoptik proseslərin və meteoroloji elementlərin Günəş aktivliyi ilə əlaqələri. Bu istiqamətdə çoxsaylı tədqiqatlar aparılmışdır. Onların bir çoxunda Günəş aktivliyinin dəyişməsindən asılı olaraq havanın təz-yiqinin, atmosfer yağıntılarının, havanın temperaturunun, müxtəlif intensivli barik sahələrin dəyişməsi və onların tra-yektoriyaları öyrənilmişdir. Şimal yarımkürəsini əhatə edən müxtəlif növlü makrosinoptik proseslərin dəyişməsinin müddətinin müxtəlif olması Günəş aktivliyinin tərəddüdləri ilə əlaqələndirilməsi istiqamətində müəyyən tədqiqatlar aparılmışdır.

Kleyton Yer kürəsində havanın temperaturunun, ha-vanın təzyiqinin və atmosfer yağıntılarının 1869-1920-ci illərdəki qiymətlərinin dəyişmələrini öyrənmiş və onları Günəş aktivliyinin tərəddüdləri ilə müqayisə etmişdir. Müəyyən olunmuşdur ki, göstərilən hadisələr arasında

179

korrelyasiya əlaqələri bircins deyil. Məsələn, Günəş aktivliyi güclənərkən, havanın təzyiqi bəzi rayonlarda artır, bəzilərində isə – eyni zamanda azalır. Eyni xüsusiyyətləri havanın temperaturunun və atmosfer yağıntılarının dəyişməsi barədə də demək olar. Alınan nəticələrə əsasən, Kleyton müvafiq xəritələr tərtib etmişdir. Burada, Günəş aktitvliyinin artdığı dövrdə Yer kürəsinin hansı rayonlarında göstərilən elementlərin dəyişməsi aydın görünür (şəkil 34).

Veksler 1950-ci ildə təzyiqin yeni müşahidə sıralarına (1899-1939-cu illər) əsasən Kleytonun nəticələrini yoxlamış və əsasən onları təsdiq etmişdir. 1956-cı ildə Girs W, C, E -sirkulyasiya formalarının çoxillik əmələ gəlmələrini tədqiq edərək, onları Günəş aktivliyinin tərəddüdləri ilə müqayisə etmiş və aşağıdakı nəticələrə gəlmişdir:

1) Volf ədədinin inteqral əyrisinin aşağı istiqamətləndiyi dövrdə Avropa-Atlantika sektorunda W formalı proseslər inkişaf edir. İnteqral əyrinin yuxarı qalxdığı dövrdə isə E və C formaları anomal inkişafa malik olurlar;

2) Sakit okeanı-Amerika sektoru Günəş aktivliyinin dəyişməsinə tez, yarımkürənin digər rayonları isə müəyyən müddətdən sonra reaksiya verirlər;

3) Günəş aktivliyinin artdığı dövrdə Sakit okeanı- Amerika sektorunda atmosferdə paralel olaraq meridional proseslər əmələ gəlir;

180

Şəkil 34. Günəş aktivliyinin gücləndiyi dövrlərdə temperatur (a), təzyiq (b) və yağıntının miqdarının (c) dəyişmə işarələrinin coğrafi paylanması. İ-temperaturun artması, S - temperaturun azalması, Y- təzyiqin artması, A –təzyiqin azalması, M-yağıntının miqdarının artması, S-yağıntı miqdarının azalması.

181

4) Sakit okeanı sektoruna nisbətən Atlantika-Avroasiya sektorunda meridional formanın güclənməsinin gecikməsi yəqin ki, bu dəyişmələrin ikinci sektordan birinci sektora verilməsi üçün müəyyən vaxt tələb olunması ilə əlaqədardır.

Yuxarıda baxılan nəticələr göstərir ki, Günəş aktivliyinin artması yüksək dərəcədə atmosferin ümumi sirkulyasiyası proseslərinə və onlarla əlaqəli olan hava rejiminə təsir göstərir. Ona görə də, bu amili nəzərə almadan ümumi sirkulyasiyanın əsas qanunauyğunluqlarını başa düşmək mümkün deyil. Bununla bərabər, yadda saxlamaq lazımdır ki, baxılan amil tək deyil və onun rolu zamana görə əhəmiyyətli olaraq dəyişə bilər. Buna görə atmosferin fəaliyyətinin tək bu amildən asılı olduğunu da demək düz deyil, çünki atmosferin də özünəməxsus qanunauyğunluqları mövcuddur.

Qabarma hadisələri, qütblərin nutasiyası, Yerin fırlanma sürətinin dəyişməsi. Qabarma hadisələrinin, qütb-lərin nutasiyasının, Yerin fırlanma sürətinin dəyişməsinin nəzərə alınması, atmosfer və hidrosferin xarakteristikalarının dəyişməsində onların rolunun araşdırılmasına İ.V.Maksimovun və onun tələbələrinin böyük miqdarda tədqiqatları həsr olunmuşdur.

Periodoqram-təhlili üsulunun köməyi ilə atmosfer və hidrosfer proseslərinin əsas xarakteristikalarının müxtəlif dəyişmələrini təhlil edərək İ.V.Maksimov göstərmişdir ki, onların dəyişmələrində müxtəlif davamiyyətə və təbiətə malik

182

bir sıra dövrlər mövcuddur. Məsələn, İ.V.Maksimov və N.Q.Smirnov aşkar etmişlər ki, atmosfer sirkulyasiyası formalarının təkrarlanmasının çoxillik dəyişmələrində 3-4 il davamiyyəti olan dövrlər mövcuddur. Belə dövr okean sularının rejiminin tərəddüdlərində aşkar olunmuşdur. Smirnovun fikrinə görə, bu dövr Yerin fırlanma sürətinin dəyişməsi dövrünün olmasının nəticəsidir.

Baxılan amillərin Dünya okeanının səviyyəsinin də-yişməsində rolunu öyrənmək üçün, Smirnov müvafiq indeks təklif etmişdir. Belə indeks kimi 45 və 750 enlik-lərdə səviyyə hündürlüklərinin fərqi götürülür. Bu vaxt 750 enlikdəki dəniz səviyyəsinin hündürlüyündən 450 en-likdəki hündürlüyün qiyməti çıxılır. Buna görə də, fərqin mənfi olması dəniz səthi səviyyəsinin qütbdən ekvatora mailliyini, müsbət olması isə əksinə, yəni ekvatordan qütbə olmasını göstərir. Bu indeks «Atlantik okeanının şimal hissəsi sularının ümumi sirkulyasiyasının statistik indeksi» adlandırılmışdır və RN+Rp -kimi işarə olunur (burada RN -qabarma qüvvələrinin orta səviyyəsinin çox-illik dəyişmələri nəticəsində yaranan hissə, Rp -Yerin fırlanma qütbünün sərbəst və məcburi hərəkətlərinin çoxillik dəyişmələri nəticəsində yaranan hissədir).

Bu indeksdən istifadə edərək İ.V.Maksimov göstərmiş-dir ki, yuxarıda verilmiş 3 illik dövr 0,26 mm-ə bərabər səviyyə fərqini yarada bilər. 3 illik dövrlə bərbər, baxılan sıraların strukturunda 6 illik ritm də aşkar olunmuşdur.

Onun ritmi Yerin qütblərinin nutasiyası ilə əlaqəli-

183

dir. Məlumdur ki, qütblərin müşahidə olunan hərəkəti 14 aylıq Çandler hərəkətindən və Yerin fırlanmasının ani qütbünün 12-aylıq hərəkətindən ibarətdir. İ.V.Maksim-ovun fikrinə görə, Yerin fırlanma qütbünün real hərəkətinin 6 illik ritmi yuxarıda göstərilən 14 və 12 aylıq ritmlərin bir-birinin üstünə düşməsinin nəticəsidir. Yerin qütblərinin hərəkətlərinin 60 illik məlumatlarının periodoqram-təhlil üsulu ilə ətraflı təhlili ona belə bir nəticəyə gəlməyə imkan vermişdir ki, 6 illik dövr Yerin fırlanma qütblərinin real hərəkətlərinin çoxillik dəyişmələrinin əsas qanunauyğunluğudur.

V.V.Şuleykinin tədqiqatlarına görə, Yerin qütblərinin nutasiyası əsasən fəsillərin bir-birini əvəz etməsi zamanı hava kütlələrinin yerinin dəyişməsi nəticəsində baş verir. Məsələn, yaydan qışa hava kütlələrinin okeanlardan materiklərə daşınması müşahidə olunur. Onun hesablamalarına görə, Avrasiya üzərində qışda 3•1014 ton çəkiyə malik əlavə hava kütləsi olur. Yayda isə bu miqdarda kütlə baxılan materikdən okean üzərinə gedir. V.V.Şuleykinin hesabladığı qiymətlər qütblərin real müşa-hidə olunan hərəkətləri ilə yaxşı uyğunlaşır. Beləliklə, Yer kürəsində hava kütlələrinin yenidən paylanması ilə əlaqəli olan atmosfer sirkulyasiyasının formalarının bir-birinə keç-məsi Yerin fırlanma qütblərinin vəziyyətinin müvafiq dəyişmələrinə gətirib çıxarır. Bu isə öz növbəsində Dünya okeanının səth səviyyəsinin meylliyini, okean axınlarının intensivliyini, okeanla atmosfer arasındakı qarşılıqlı təsiri

184

və nəticə olaraq atmosfer sirkulyasiyasının müvafiq formalarını dəyişir. Bu qarşılıqlı əlaqəli mexanizm fasiləsiz olaraq mövcuddur və yəqin ki, atmosfer sirkulyasiyasının növlərinin yaranmasında və başqa formaya keçməsində vacib rol oynyır.

Ay qabarmalarının olması və onların daima Dünya okeanının səviyyəsinə təsiri reallığı tam aydındır. Məlum-dur ki, Ayın və Günəşin daimi qabarma qüvvələri Dünya okeanının səthinin daimi qabarma deformasiyasını yaradır. Amma, bunlardan vacibi odur ki, qabarma qüvvələrinin tərkibində elə qüvvələr vardır ki, onlar çoxillik qabarmaları formalaşdırır və Dünya okeanının səth səviyyəsinin deformasiyasında müvafiq çoxillik tendensiyalar yaradır.

Yuxarıda göstərilənlərdən məlum olur ki, belə uzun müddətli tendensiyalar nəinki qabarma xarakterli qüv-vələrdə, həmçinin Yerin fırlanma sürətinin və qütblərin nutasiyası ilə əlaqəli olan deformasiya qüvvələrində möv-cuddur. Baxmayaraq ki, onlar bu tərəddüdlərin dövrüliyinin davamiyyətinə görə bir-birindən fərqlənirlər. Bütün bu qüvvələr son nəticədə bizim planet üçün eyni geofiziki nəticələrə səbəb olduğuna görə (səth səviyyəsinin deformasiyası və okean axınların rejiminin dəyişmələri), Günəş aktivliyi də daxil olmaqla, bütün bu qüvvələrin cəmi kosmik-geofiziki kompleks amillərə aid edilmişdir.

İndi isə qısa da olsa bu kompleks amillərin hansı mexanizmlərinin Yerin atmosfer sirkulyasiyasına, atmosfer sirkulyasiyasının formalarının xarakter və təkrarlanmasına,

185

sirkulyasiya mərhələlərinin formalaşması proseslərinə təsiri məsələlərinə baxaq.

Yuxarıda göstərildiyi kimi, kosmik-geofiziki amillərin təsiri nəticəsində səth səviyyəsinin deformasiyası bu səthin qütbə (indeksin müsbət işarələri) və ya ekvatora doğru (indeksin mənfi işarələri) meylliyinə səbəb olur. Birinci halda okean axınlarının, ilk növbədə isə Qolfstrim və Kurosio axınlarının güclənməsi baş verir. Bu isə isti su kütlələrinin Atlantik və Sakit okenlarının daha yüksək coğrafi enliklərinə daşınmasını normaya nisbətən gücləndirir və burada suyun temperaturunun müsbət anomaliya zonalarını formalaşdırır. Bu isə bir tərəfdən okean və atmosferin qarşılıqlı istilik təsirinin xarakterini, digər tərəfdən isə, okean və qurunun istilik vəziyyətini dəyişir. Təbii ki, bunlar atmosfer proseslərinin xarakterinə, onların bir-birinə keçməsinə və təkrarlanmasına təsir göstərməlidir.

Məsələn, A.A.Girsin tədqiqatları göstərmişdir ki, Dün-ya okeanının səth səviyyəsinin ekvatora doğru meylliyi baş verdikdə Yer atmosferində W -formalı sirkulyasiya, əksinə olduqda isə – E və C –formalı sirkulyasiyalar fəallaşırlar.

§ 39. Atmosferin enerji balansının xarakteristikaları

Atmosfer sirkulyasiyasının mövcudluğunu və

186

fəaliyyətini şərtləndirən əsas mənbə Günəş enerjisidir. Bu enerji Yerin və atmosferin təsiri altında başqa növə keçir və onlarda enerji ehtiyatı formalaşdırır. Atmosferdəki enerji dəyişmələrinin tədqiqi, həm bütün Yer kürəsində baş verən proseslərin, həm də siklon, antisiklon, yüksək cəbhə zonaları, şırnaq axınlarında və s. sistemlərdə enerji dəyişmələrinin öyrənilməsi istiqamətində aparılır.

Atmosfer prosesləri üçün enerjinin aşağıdakı növləri vacib əhəmiyyət daşıyır:

1) şüa enerjisi; 2) siklon və antisiklonlarda böyük miqyaslı

axınların kinetik enerjisi; 3) turbulent hərəkətlərin kinetik enerjisi; 4) havanın potensial enerjisi; 5) havanın daxili enerjisi. Bu əsas enerji növləri ilə bərabər, dayanıqsızlıq

enerjisinə, atmosferdə suyun faza keçidlərinin enerjisinə, təzyiqlərin bərabərləşməsi vaxtı azad olunan barik sahə enerjisinə də baxılır. Atmosferdə enerji fasiləsiz olaraq onun bir növündən başqa növünə keçir. Belə keçidlərin əsas mexanizmlərinə udma və şüalanma, mexaniki iş və mexaniki enerjinin istiliyə dissipasiyası aiddir.

Atmosferdə enerjinin bir növdən başqa növə keçməsinin sxemi şəkil 35-də verilmişdir.

187

Şəkil 35. Atmosferdə enerjinin bir növdən

başqa növə keçməsinin sxemi. K-kinetik enerji, P –potensial enerji, I-daxili enerji,

τ -turbulent hərəkətlərin enerjisi, +Q- Günəşdən Yer kürəsinə gələn istilik axını,

-Q –yer səthindən və atmosferdən kosmik fəzaya şüalanan istilik.

Orta hesabla ildən ilə atmosferdə enerjinin

toplanmadığı baş verir. Bu o deməkdir ki, eyni zamanda Günəşdən gələn istiliyə bərabər istilik kosmik fəzaya şüalanır. Şəkil 35-dən görünür ki, kinetik enerji potensial və daxili enerjilərdən yarana, onlara keçə və turbulent hərəkətlərin təsiri nəticəsində səpələnə bilər.

Marqules tərəfindən potensial enerjinin kinetik enerjiyə keçməsinin iki sxemi təklif olunmuşdur.

Birinci sxemə görə (şəkil 36) qapalı həcmdəki iki hava kütləsi şaquli divarla ayrılmışdır. Əgər bu divar aradan götürülsə, onda daha isti hava kütləsi daha sıx soyuq hava kütləsi üzərindəki yeri tutacaq. Bu vaxt ümumi ağırlıq mərkəzi ( )C aşağı düşəcək və müvafiq olaraq hər iki hava kütləsinin orta temperaturları azalacaq, yəni daxili enerji dəyişəcək.

188

Şəkil 36. Marqulesin birinci sxeminə görə enerjinin bir növdən başqasına keçməsi.

a-hava kütlələrinin ilkin vəziyyəti, b- hava kütlələrinin son vəziyyəti.

Hava kütlələrinin yenidən paylanması nəticəsində

sürəti V olan havanın hərəkəti əmələ gəlir:

TTghV ∆

≈21 , (127)

burada: h -hündürlük; T -temperatur. kmh 6= , =−=∆ 12 TTT 50 olduqda sanmV 18= ,

kmh 6= , =−=∆ 12 TTT 100 olduqda isə sanmV 26= olacaq ki, bunlar da küləyin sürətinin çox böyük olduğunu göstərir.

İkinci sxemə görə (şəkil 37), hava kütlələri üfüqi divarcıqla elə bölünüb ki, burada potensial olaraq soyuq və daha sıx hava kütləsi isti hava kütləsi üzərində yerləşir. Əgər divarcıq aradan götürülsə, onda hava təbəqələrinin yerdəyişməsi baş verəcək və hava kütlələrinin ümumi ağırlıq mərkəzi aşağı enəcək.

Hava təbəqələrinin bir-birinə qarışması nəticəsində

189

qalınlığı 2 km olan hər təbəqədə potensial temperaturun =Θ−Θ 12 30 qiymətində sürəti sanm15 -yə qədər olan

hərəkət əmələ gəlir.

Şəkil 37. Marqulesin ikinci sxeminə görə enerjinin bir növdən başqasına keçməsi.

a-hava kütlələrinin ilkin vəziyyəti, b- hava kütlələrinin son vəziyyəti.

Beləliklə, hər iki sxemə görə potensial və daxili

enerjilərin azalması kinetik enerjinin daima artması ilə müşayət olunur.

Təbii ki, atmosferdə hava kütlələrinin belə sxemlərə görə müəyyən bir geniş miqyasda bir-birinə qarışması təmiz formada baş vermir. Müəyyən dərəcədə birinci sxemi hava kütlələrinin yeri ilə, ikinci sxemi isə –dayanıqsız hava kütlələrində konvektiv hərəkətlərdə təbəqələrin yerini dəyişməsi ilə müqayisə etmək olar.

Məsələn, siklon və antisiklonlarda cəbhə səthinin yerinin dəyişməsi və konvektiv hərəkətlərin inkişafı nəticəsində azad olan potensial və daxili enerjilər kinetik enerjinin mənbəyi ola bilərlər.

190

Bununla yanaşı, yüksək cəbhə zonalarının kinetik enerjisinin siklonik və antisiklonik hərəkətlərin burulğan enerjisinə, həm də atmosferin baroklinliyi və sirkulyasiyanın sürətlənməsi ilə əlaqəli olaraq kinetik enerjinin toplanması hallarını da nəzərdən qaçırmaq olmaz.

Beləliklə, atmosferin ümumi sirkulyasiyasına kinetik enerjinin fasiləsiz yaranması prosesi kimi baxmaq olar.

Hava kütləsinin kinetik enerjisi (K) bu kütlənin hərəkətinin orta sürəti və sürətin turbulent pulsasiyaları ilə xarakterizə olunurlar. Vahid kütlənin əsas (orta) hərəkətinin kinetik enerjisi ( )mK aşağıdakı ifadə ilə hesablanır:

2

2UK m = , (128)

burada: U -havanın hərəkətinin (küləyin) sürəti. Turbulent pulsasiyanın kinetik enerjisini belə ifadə

etmək olar: ( )

2

2sKm′

=′ , (129)

burada: s′ -pulsasiya sürətidir və onun kvadratı ( ) ( ) ( ) ( )2222 wvus ′+′+′=′ -dir.

Tam kinetik enerji orta hərəkətin və turbulentliyin enerjilərinin cəminə bərabərdir:

mm KKK ′+= . (130)

Potenisal enerji hava kütləsinin ağırlıq qüvvəsi sahə-sindəki vəziyyəti ilə müəyyən olunur və ədədi olaraq bu

191

hava kütləsini verilən hündürlüyə (yerin cazibə qüvvəsini dəf etməyə) qaldırmaq üçün sərf olunan işə, yəni geopotensiala bərabərdir. Buradan aydın olur ki, barik topoqrafiya xəritələrinə eyni zamanda, baxılan səviyyədə yerləşən hissəciklərin potensial enerji ehtiyatlarını xarakterizə edən energetik xəritələr kimi də baxmaq olar.

Vahid kütlə üçün potensial enerjinin düsturu aşağıdakı kimi yazılır:

zg •=Π , (131) burada: g -sərbəstdüşmə təcili; z -geopotensial metrlə ifadə olunmuş hündürlük.

Vahid həcm üçün isə bu enerjinin düsturu belə yazılacaq:

zg ••=Π ρ . (132) Başlanğıc (sıfır) və h hündürlükləri arasında yerləşən

hava sütununun potensial enerjisi bu düsturla hesablanır:

∫ ••=Πh

zdzg0

ρ . (133)

Daxili enerji (I) havanın molekullarının hərəkətinin kinetik enerjisi və molekulların qarşılıqlı yerləşməsi ilə hesablanan potensial enerji ilə ifadə edilir. Buna görə də o, əsasən havanın temperaturunun (ideal qaz üçün) funksiyasıdır.

Daxili enerjinin dəyişməsinə sərf olunan işi və cismin bir haldan (başlanğıc) başqa hala (son) keçməsinə sərf

192

olunan enerjinin cəmi ilə ölçmək olar. H və h səviyyələri arasında en kəsiyi vahid olan at-

mosfer sütununun daxili enerjisi aşağıdakı düsturla hesablanır:

∫ ⋅⋅

=h

H

p

p

dpTgcjI ρυ , (134)

burada: T -mütləq temperatur, K; υc -sabit həcmdə xüsusi

istilik tutumu; A

j 1= -istiliyin mexaniki ekvivalenti; A -işin

istilik ekvivalenti. Suyun faza keçidlərinin gizli enerjisini aşağıdakı

düstur vasitəsi ilə hesablamaq olar:

∫ ⋅=h

H

p

p

qdpLgjE , (135)

burada: L -su buxarının (suyun) bir haldan başqa hala keçməsi vaxtı ayrılan (sərf olunan) istiliyin miqdarı; q -xüsusi rütubətlik.

Labil enerji potensial və daxili enerjinin cəmindən ibarətdir və aşağıdakı düsturla hesablana bilər:

∫ ⋅−⋅+⋅

=+Πh

H

p

p

Hh HphpTdpgcjI υ . (136)

Dayanıqsızlıq enerjisi adətən atmosferin ümumi sir-kulyasiyası proseslərinin öyrənilməsi vaxtı baxılan qaldır-ma qüvvəsinin (Arximed qüvvəsinin) gördüyü iş kimi

193

tapılır. Enerjinin başqa növlərinin (elektrik, maqnit, bulud

damcılarının qarşılıqlı təsir enerjisi) atmosferin ümumi sirkulyasiyasının inkişafında rolu daha az olduğu üçün, onlara burada baxılmır.

Təzyiqin paylanması enerjisi və yaxud barik sahənin enerjisi üfüqi istiqamətdə təzyiqlərin bərabərləşməsi vaxtı görülən işlə xarakterizə olunur.

Şimal yarımkürəsi üçün orta aylıq təzyiq xəritələri əsasında hesablanmış atmosferin enerji balansı haqqında məlumatlar ilk dəfə Spar tərəfindən alınmışdır (cədvəl 13-də Şimal yarımkürəsində enerji balansı erqlə verilmişdir).

Cədvəl 13

Şimal yarımkürəsinin atmosferinin enerji balansı (erq, 1erq=10-7 Coul)

Enerji növü Yanvar İyul Yanvar-iyul

fərqi Potensial 188•1028 193•1028 -5•1028 Daxili 469•1028 483•1028 -14•1028 Kinetik 436•1025 86•1025 350•1025 Vahid kütləyə aid labil enerji

249•107 257•107 -8•107

Yarımkürə atmosferinin kütləsi, tonla

264•1019 263•1019 1•1019

Onların təhlili göstərmişdir ki, Şimal yarımkürəsində

potensial və daxili enerjilərin ehtiyatları yay fəslində qışa

194

nisbətən çoxdur. Yanvarda isə kinetik enerjinin miqdarı iyuldakına nisbətən nəzərə çarpan dərəcədə çoxdur.

Buradan göründüyü kimi, yarımkürənin atmosfer kütləsi hər iki fəsildə təxminən eynidir. Labil enerji isə yayda bir az çoxdur. Tədqiqatlar göstərmişdir ki, Cənub yarımkürəsində də Şimalda olduğu kimi, yayda və qışda kinetik enerji ehtiyatlarının maksimal qiymətləri 350 c.e. –yi yaxınlığında qeyd olunur. Cənub yarımkürəsində həm qışda, həm də yayda kinetik enerjinin cəmi ehtiyatı Şimaldakına nisbətən demək olar ki, iki dəfə çoxdur.

Daxili enerjinin maksimal fəsli dəyişmələri Şimal ya-rımkürəsində kinetik enerjinin maksimumları müşahidə olunduğu zonalarda baş verir. Cənub yarımkürəsində daxili enerjinin maksimal fəsli dəyişmələrinin iki zonası var: 30-400 c.e. və 60-700 c.e.

Cənub yarımkürəsində kinetik enerjinin ümumi eh-tiyatları iyulda Şimal yarımkürəsindəkindən 3,5 dəfə çox-dur. Yanvarda bu enerji hər iki yarımkürədə təxminən eynidir. Buradan demək olar ki, iyulda kinetik enerjinin axını (makroturbulentlik hesabına) Cənub yarımkürəsindən Şimala istiqamətlənib, yanvarda isə kinetik enerjinin axını kəskin azalır.

Şimal və Cənub yarımkürələrinin zonal və meridional indekslərinin müqayisə olunmaları göstərir ki, Cənub yarımkürəsində zonal sirkulyasiyanın intensivliyi Şimal-dakına nisbətən yüksək dərəcədə böyükdür. Hər iki yarımkürədə bütün il boyu meridional sirkulyasiyasının

195

intensivliyi təxminən eynidir. Atmosfer makroproseslərinin enerjiləri barədə

məlumatlar belə nəticəyə gəlməyə imkan verir ki, enerji xarakteristikalarını hər iki yarımkürədəki makroproseslərin xarakter və intensivliyi və onların qarşılıqlı təsirinin kəmiyyət göstəriciləri (indekslər) kimi istifadə etmək məqsədəuyğundur.

Bu nəticə Y.P. Borisenkov tərəfindən təsdiqlənmişdir. O, göstərmişdir ki, ilin isti dövrünə təsadüf edən meridional formalı sirkulyasiyanın maksimal təkrarlanmağı hərəkət miqdarının Cənub yarımkürəsindən Şimala güclü axını ilə izah olunur.

Beləliklə, energetik xarakteristikaların öyrənilməsi zonal sirkulyasiyanın pozulmasının səbəblərini daha dərin-dən başa düşülməsinə gətirib çıxara bilər. Məlumdur ki, bu məsələ atmosferin ümumi sirkulyasiyasının hidrodinamiki nəzəriyyəsinin mərkəzi problemidir.

Energetik xarakteristikalar makrosinoptik proseslərin müxtəlif formalı sirkulyasiyalara ayrılmasının obyektiv meyarlarının işlənməsində vacib rol oynaya bilər.

§ 40. Atmosferdə hərəkət miqdarının balansı

Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının ən vacib xa-rakteristikalarından biri də hərəkətin miqdarı və onun müxtəlif daşınmalarıdır. Havanın vahid həcmində hərəkət miqdarını (J) aşağıdakı düsturla hesablamaq olar:

196

( ) ϕϕωρ coscos RRuJ += , (137) burada: u - zonal küləyin sürəti (qərb istiqaməti olanda müsbətdir); ρ -havanın sıxlığı; ω -Yer kürəsinin fırlanma-sının bucaq sürəti; R -Yer kürəsinin radiusu; ϕ -coğrafi enlik.

Yer kürəsində havanın hərəkət miqdarının balansının öyrənilməsi atmosfer sirkulyasiyasının orta çoxillik fonunun bir çox vacib xüsusiyyətlərini izah etməyə imkan verir və alınan nəticələr proqnostik əhəmiyyət daşıya bilər (məs. sirkulyasiya indekslərinin proqnozlarının tərtibində).

Fundamental tədqiqatlarda ən vacib hallardan biri hərəkət miqdarının saxlanması qanunundan istifadə edilməsidir. Bu qanun fırlanan Yer atmosfer sistemi üçün tam yerinə yetirilir və orta hesabla ildən-ilə sabit olaraq qalır. Ayrı-ayrı hava kütlələrinin hərəkət miqdarına gəldikdə isə, onlar atmosferdə sabit olmurlar. Onların dəyişməsi əsasən səthi sürtünmə ilə müəyyən olunur.

Yer kürəsinin öz oxu ətrafında fırlanması, qərb da-şınmaları zonasında şərqdən qərbə istiqamətlənən, şərq daşınmalarında isə qərbdən şərqə istiqamətlənən qüvvələr yaradır. Uzun müddət ərzində qərb və şərq daşınmalarının şərq küləkləri zonasından qərb küləkləri zonasına hərəkət miqdarının daşınması lazımdır. Yerlə atmosfer arasında hərəkət miqdarının mübadiləsi səthi sürtünmə və dağ effekti ilə müəyyən olunurlar.

Hesablamalar göstərmişdir ki, havanın səthlə sürtün-

197

məsi effekti hərəkət miqdarının Yerüstü fəzada ancaq iyul və avqust aylarında gücləndirir. Qalan aylarda sürtünmə hərəkət miqdarının Yerdən atmosferə daşınmasına kömək edir. İl ərzində Yer səthi atmosferə 2,09•1033 kal•sm2/san-yə bərabər hərəkət miqdarı ötürür, bu isə dağ effekti hesabına atmosferin itirdiyi miqdarı kompensasiya edir.

May ayından avqusta qədər atmosferlə Yer səthi arasındakı sürtünmə gərginliyi 2,8•102 din/sm təşkil edir və qərbdən şərqə istiqamətlənir. Orta hesabla isə il ərzində sürtünmə gərginliyi şərqdən qərbə istiqamətlənib.

Hesablamalar göstərmişdir ki, il ərzində orta hesabla hərəkət miqdarı Cənub yarımkürəsində daha çoxdur. Bununla əlaqədar hərəkət miqdarı balansı o vaxt mümkündür ki, Cənub yarımkürəsindəki qalıq miqdar Şimal yarımkürəsinə daşınsın.

Şimal yarımkürəsində orta hesabla uzun müddət ərzində hərəkətin miqdarı sabit olmalıdır. Buna görə də dağ effekti və sürtünmə bu miqdarın daşınması ilə ta-razlaşmalıdır. Tədqiqatlar göstərmişdir ki, orta və yüksək enliklərdə hərəkət miqdarının üfüqi daşınmasının əsas mexanizmi irimiqyaslı sapmalardır. Hərəkət miqdarının bu mexanizmlə daşınması başlıca olaraq sərbəst atmosferdə müşahidə olunur. Hərəkət miqdarının mənbə və axınları isə Yer səthində yerləşir. Buradan onun şaquli daşınması zərurəti yaranır. Yuxarıda göstərilənlərdən məlum olur ki, hərəkət miqdarının balansı müxtəlif mexanizmlərin təsiri nəticəsində saxlanılır.

198

Hərəkət miqdarı şərq küləkləri zonasının Yerətrafı təbəqəsindən sərbəst atmosferə meridional sirkulyasiyanın köməyi ilə daşınır. Onlar sərbəst atmosferə orta və yüksək enliklərdə irimiqyaslı sapmalar vasitəsilə daşınır.

Beləliklə, aşağı enliklər istilik mənbələri olmaqla bərabər, hərəkət miqdarının və kinetik enerjinin mənbə-ləridir və atmosferin ümumi sirkulyasiyası proseslərinin inkişafında bu enerjilər əsas rol oynayırlar.

Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının öyrənilməsi və tədqiqi müxtəlif istiqamətlərdə aparılır, bunlardan ən vacibləri aşağıdakılardır:

1) atmosferin müxtəlif səviyyələrinin hava xəritələrindən istifadə etməklə irimiqyaslı proseslərin sinoptiki yolla öyrənilməsi;

2) atmosfer sirkulyasiyasının qanunauyğunluqlarının nəzəri (hidrodinamiki) öyrənilməsi (nəzəri izah etmə);

3) atmosferin çoxillik xarakteristikalarının orta qiymətlərinin alınması yolu ilə hava axınlarının (və ya barik sahələrin və s.) iqlimşünaslıq üsulları ilə öyrənilməsi.

Bunlar bir-birini tamamlayır, hər birinin köməyilə alınan nəticələr iri miqyaslı atmosfer proseslərinin məğ-zinin daha dərindən öyrənilməsinə imkan verir.

199

VII FƏSIL

ATMOSFERIN ÜMUMI SIRKULYASIYASININ MONITORINQI

§ 41. Atmosfer sirkulyasiyasının intensivliyi

Atmosfer sirkulyasiyasınının intensivliyinin xarak-teristikası kimi, Şimal yarımkürəsi üçün A.L.Katsın zonal (Jz) və meridional (Jm) sirkulyasiya indekslərindən istifadə olunur. Jz kəmiyyəti təzyiqin meridional, Jm -zonal qradiyentinə mütənasibdir.

Jz və Jm indekslərini hesablamaq üçün 500 hPa-lıq izobarik səthdə geopotensialların qiymətlərindən istifadə olunur.

Şimal yarımkürəsi nümunəsində 35-700 ş.e.-də 50-li enlik və 100 –li uzunluğa malik coğrafi şəbəkənin hər bir nöqtəsində zonal və meridional sirkulyasiyanın indeks-lərinin qiymətləri hesablanır. Sonra isə, aşağıdakı düstura əsasən hər bir indeksin faizlə ifadə olunmuş anomaliyaları hesablanır:

%100⋅−

=i

iii J

JJJδ , (138)

burada: iJ -sirkulyasiya indeksləri; 1=i -zonal sirkulyasiya;

2=i -meridional sirkulysiya; iJ -indekslərin orta sutkalıq qiymətləri.

200

Cədvəl 14-də hər bir fəslin orta ayı üçün δJz və δJm kəmiyyətlərinin 1992-1996-cı illər üzrə qiymətləri, şəkil 38 və 39-da isə onların hər günlük dəyişmə dinamikaları verilmişdir.

Cədvəl 14

Atmosfer sirkulyasiyası indekslərinin orta aylıq qiymətləri

İllər İndeks Yanvar Aprel İyul Oktyabr

1992 δJz δJm

0.9 5.1

-1.0 -0.7

-1.3 -6.7

3.8 1.3

1993 δJz δJm

9.3 -3.5

-2.1 -5.9

-5.9 -5.0

-0.4 5.1

1994 δJz δJm

4.5 1.5

0.1 3.7

-2.0 1.7

-0.4 -7.1

1995 δJz

δJm -4.1 1.1

-6.6 1.5

1.0 -1.6

1.3 -11.5

1996 δJz

δJm -6.1 5.1

-5.3 -3.6

-3.1 -8.1

-0.8 0.8

δJz, δJm indekslərinin təhlili göstərir ki, zonal

sirkulyasiya indeksinin tərəddüdlərinin spektral gücü aşağı tezlik diapazonunda cəmlənmişdir və sürətlə böyük dövrlərdən kiçiklərə tərəf azalır. Zonal sirkulyasiya indeksi təxminən 1 illik və 83,0; 52,6; 27,8; 16,1; 14,1; 11,8; 10,4 sutkalıq dövrlərə, meridional sirkulyasiya indeksləri isə -125,0; 43,5; 27,8; 20,0; 16,6; 13,5 və 9,8 sutkalıq dövrlərə malikdir.

201

-10

-5

0

5

10

15

1990 1992 1994 1996Илляр

Şəkil 38. Şimal yarımkürəsində zonal sirkulyasiya indeksinin (δJz)

1992-1996-cı illər üzrə gedişi. (A.L.Katsa görə)

-15-10

-505

101520

1990 1992 1994 1996Илляр

Şəkil 39. Şimal yarımkürəsində meridional sirkulyasiya indeksinin

(δJm) 1992-1996-cı illər üzrə gedişi (A.L.Katsa görə) Zonal və meridional sirkulyasiya indekslərinin kross-

korrelyasiya funksiyaları göstərir ki, zonal indeksin meridi-onala nisbətən gecikməsi mövcuddur və bu, təxminən 3 gün

202

təşkil edir. § 42. Atmosfer sirkulyasiyasının

kvaziikiillik dövrüliyi

Atmosfer sirkulyasiyasının çoxsaylı qeyri-fəsli tərəd-düdlərində ən sabit və əhəmiyyətlisi kvaziikiillik dövrülikdir.

Bu dövrülik ekvatorial enliklərdə atmosferin ümumi sirkulyasiyasının ən vacib xüsusiyyətlərindən biridir. Belə ki, atmosferin 18-20 km-dən 35 km-ə qədər təbəqəsində təxminən bir il ərzində şərq zonal axınlar, növbəti ildə isə – qərb axınlar tam aydın üstünlük təşkil edir. Kvaziikiillik dövrülik tam açıqlığı ilə ekvatorun hər iki tərəfindəki 8-100 enliklərində özünü biruzə verir. Bu vaxt, onun ən böyük amplitudası atmosferin 23 km-lik səviyyəsində müşahidə olunur və dövrüliyin orta davamiyyəti təxminən 28 ay təşkil edir.

Hər bir zonal axınlar ən tez olaraq 35 km-ə yaxın səviyyədəki yüksək təbəqələrdə baş verir və aylıq sürəti 1,0-1,5 km olmaqla, tədricən aşağıya yayılır. Tropiklərə yaxınlaşdıqca və 35 km-dən yüksəklikdə amplituda azalır və yerini illik dövrün amplitudasına verir.

Bu xüsusiyyəti qiymətləndirmək üçün B.S.Çuçkalov, tərəfindən ekvatorial küləklərin kvaziikiillik dövrüliyi indeksi təklif olunmuşdur. Bu indeks 1 metr eni, 19 km-dən 31 km-ə qədər hündürlüyü, yəni, 66,63 hPa-dan 10,07 hPa-a qədər təzyiqə malik meridional ekvator kəsiyindən

203

keçən hava kütləsinin kəmiyyətindən ibarətdir. Bu indeksin hesablanması üçün 70, 50, 30, 20 və 10

hPa -lıq izobarik səthdə küləyin sürətinin qiymətinin olması lazımdır.

Atmosfer sirkulyasiyasının kvaziikiillik dövrülik in-deksi (Π) belə hesablanır:

∫∫ ∫ ∑=

= =

∆⋅=⋅=⋅=ΠhPaP

hPaP iii PU

gdPU

gSdV

63,66

07,10

5

1

11ρ , (139)

burada: V -küləyin orta sürəti; S -ekvatorun meridional kəsiyinin sahəsi; P -havanın təzyiqi; U -izobarik səthlərdə küləyin sürəti; g -sərbəstdüşmə təcili.

Ekvatorun müxtəlif nöqtələrində eyni vaxtda çoxsaylı ölçmələr göstərmişdir ki, bu müşahidələrin nəticələri bir-birindən az fərqlənirlər. Buna görə, küləklərin kvaziikiillik dövrüliyinin xarakteristikası üçün, ekvatora yaxın nöqtələrin birində müvafiq müşahidələrin aparılması kifayətdir.

Π indeksini baxılan izobarik səthlərdə küləyin orta sutkalıq sürətinin qiymətinə əsasən hesablamaqla, orta aylıq qiymətlər almaq mümkündür.

1992-1996-cı illərdə Π indeksinin hər bir fəslin orta aylıq qiymətləri cədvəl 15-də, dəyişmə dinamikası isə şəkil 40-da verilmişdir.

Nümunə kimi isə göstərmək olar ki, 1990-1996-cı illər-də Π indeksinin üç mərhələdə tərəddüdü baş vermişdir. Qərb küləklərinin maksimal sürətləri 1990-cı ilin sentya-

204

brında, 1993-cü ilin fevralında və 1995-ci ilin may ayla-rında müşahidə olunmuşdur.

Cədvəl 15

Ekvatorial stratosferdə hava kütləsi axınlarının ( )Π fəsillərin orta aylar üzrə qiymətləri ( sankq ).

İllər Yanvar Aprel İyul Oktyabr 1992 -6.72 -5.70 -5.29 -6.3 1993 6.16 4.34 -2.09 -4.09 1994 -6.17 -8.81 -11.70 -4.39 1995 5.01 3.90 3.49 -8.5 1996 -5.01 -6.69 -11.23 -8.34

Bu illərdə ekvatorial küləyin istiqamətinin dəyişməsi

1990-cı ilin mart, 1991-ci ilin aprel, 1992-ci ilin oktyabr, 1993-cü ilin iyun, 1994-cü ilin dekabr və 1995-ci ilin oktyabr aylarında baş vermişdir.

-1500

-1000

-500

0

500

1000

1990 1992 1994 1996Илляр

П

205

Şəkil 40. Kvaziikiillik dövrilik indeksinin 1990-1996-cı illər üzrə gedişi.

§ 43. El-Ninyo-Cənub tərəddüdü

El-Ninyo-Cənub tərəddüdü «Yer-atmosfer-okean» sistemində baş verən planetar miqyaslı hadisədir. Çoxsaylı müşahidələr göstərir ki, atmosferdə meteoroloji element-lərin, okeanda hidroloji kəmiyyətlərin ən nəzərə çarpacaq illərarası tərəddüdləri bu hadisə ilə əlaqəlidir. Güclü El-Ninyo hadisələri ağır ekoloji qəzalara gətirib çıxarır, onların sosial-iqtisadi ziyanları bütün dünyada hiss olunur.

Cənub tərəddüdü -atmosfer təzyiqinin dayanıqlı və fazaya görə əks işarəli dəyişmələridir. Bu dəyişmələrin dövrüliyi 2-3 ilə bərabərdir və Sakit okeanda, xüsusilə də onun tropik hissəsində və Hind okeanı hövzəsində müşahidə olunur.

«Cənub tərəddüdü» termini ilk dəfə olaraq 1920-ci illərdə Uoker tərəfindən işlədilmişdir. Bu hadisə Şərq və Qərb yarımkürələrinin tropik zonalarında əks istiqamətli anomaliyalara malik Yerətrafı atmosfer təzyiqi, küləyi və yağıntıları sahələrinin illərarası dəyişməsi kimi başa düşülür. Cənub tərəddüdü daha aydın Hind və Sakit okeanlarının tropik zonasının mərkəzi və şərq hissələrində atmosfer təzyiqinin artması zamanı, Hind okeanının tropiklərində, həmçinin Avstraliya və İndoneziya rayonlarında təzyiqin aşağı düşməsi zamanı müşahidə olunur. Demək olar ki, Cənub tərəddüdünün iki təsir

206

mərkəzi mövcuddur. Əksistiqamətli işarəli hər iki mərkəz Cənub yarımkürəsinin tropiklərində yerləşir.

Uokerin tədqiqatlarından başlayaraq Cənub tərəddü-dünün monitorinqi üçün bir neçə indeks təklif olunmuşdur. Bunlar üçün, adətən Sakit okeanın qərb və şərq hissələrində yerləşən bir və ya bir neçə meteoroloji stansiyada dəniz səviyyəsindəki atmosfer təzyiqinin qiymətləri istifadə olunur. Müasir dövrdə ən əsaslandırılmış Cənub tərəddüdü indeksi, təzyiqlərin ən yüksək mənfi korrelyasiyaya malik olduqları ərazilərdə yerləşən Taiti və Darvin meteoroloji stansiyalarındakı atmosfer təzyiqinin qiymətlərinə görə hesablanır. Bu stansiyalarda atmosfer təzyiqinin orta aylıq qiymətlərinin dispersiyalrı müxtəlif olduğu üçün, cənubi Sakit okeanı və Avstraliya-İndoneziya təsir mərkəzlərini eyni səviyyədə təsvir etmək məqsədilə Taiti və Darvin stansiyalarındakı təzyiq anomaliyalarının normallaşdırılmış qiymətlərindən istifadə etmək mümkündür.

Bununla əlaqədar, Cənub tərəddüdü indeksini hesab-lamaq üçün bir neçə variant təklif olunmuşdur. Lakin, alınan nəticələrin reprezentativliyini saxlamaq və sonrakı müqayisələri aparmaq məqsədilə ABŞ Dünya Meteorolo-giya Mərkəzinin iqlim təhlilləri mərkəzinin təklif etdiyi metodika isə standart kimi qəbul olunmuşdur. Bu metodi-kanın əsasını aşağıdakı düstur təşkil edir:

207

Da

mgm

Ta

mgmgm

PPPP

−−

−=

εεδ , (140)

burada: gmδ -Taiti və Darvin stansiyalarındakı atmosfer

təzyiqlərinin normallaşdırılmış anomaliyalarının fərqi; gmP -

faktiki təzyiq; mP -təzyiqin orta çoxillik qiyməti, norma; ε -orta kvadratik kənaraçıxma, g və m - il və ay.

mP və ε 1951-1980-cı illər üzrə aylıq təzyiq anomali-yalarının bütün qiymətləri üzrə hesablanıb.

Bundan sonra, El-Ninyo-Cənub tərəddüdü indeksinin ( SOI ) qiymətləri aşağıdakı kimi hesablanır:

σ

δ gmSOI = , (141)

burada: σ -1951-1980-cı illərdə bütün fərqlərin ( gmδ ) orta-

kvadratik kənaraçıxma əmsalı. El-Ninyo-Cənub tərəddüdü hadisəsi üzərində operativ

monitorinqi həyata keçirmək üçün hər keçmiş ay üzrə SOI qiyməti hesablanır və saxlanılmaq üçün arxivləşdirilir.

Nümunə kimi, cədvəl 16-də El-Ninyo-Cənub tərəd-düdü indeksinin 1992-1996-cı illər üzrə hər fəsil üzrə orta ayının qiymətləri verilmişdir.

El-Ninyo-Cənub tərəddüdü indeksinin orta aylıq qiy-mətləri 1951-ci ildən bu vaxta qədər olan dövr üçün hesablanmışdır. Onun 1951-1996-cı illər üzrə dinamikası şəkil 41-də verilmişdir.

208

Cədvəl 16

Cənub tərəddüdü indeksinin orta aylıq qiymətləri

İllər Yanvar Aprel İyul Oktyabr 1992 -3.4 -1.4 -0.7 -2.0 1993 -1.2 -1.6 -1.1 -1.5 1994 -0.3 -1.8 -1.8 -1.6 1995 -0.6 -1.1 0.3 -0.3 1996 1.0 0.6 0.6 0.3

-50

-40

-30

-20

-10

0

10

20

30

40

1950

1961

1972

1983

1994

Илляр

Инде

кс х

10

209

Şəkil 41. El-Ninyo-Cənub tərəddüdü indeksinin (SOI) 1950-1996-cı illər üzrə gedişi.

Son dövrlərdə El-Ninyo-Cənub tərəddüdünün vəziy-

yətinin başlıca xüsusiyyəti 1990-cı ildə başlayan isti faza dövrü olmuş və şəkil 40-dan göründüyü kimi, normal şəra-itə keçid ancaq 1995-ci ildə müşahidə olunmuşdur. Be-ləliklə, bu illərdəki isti faza təxminən 5 il davam etmişdir. 140 illik faktiki müşahidə dövründə belə uzunmüddətli isti faza olmamışdır. Əvvəlki maksimumlar 1899-1903-cü illərdə olmuş və isti faza təxminən 4 il davam etmişdir.

§ 44. Şimali Atlantika tərəddüdü

Şimali Atlantika tərəddüdü də El-Ninyo- Cənub tərəddüdü kimi, atmosfer təzyiqinin dayanıqlı və fazaya görə əks işarəli dəyişmələridir. Bu dəyişmələrin dövrüliyi bir neçə aydır və Atlantik okeanın şimal hissəsinin cənubunda və şimalında müşahidə olunur.

El-Ninyo-Cənub tərəddüdü kimi, Şimali Atlantika tərəddüdü də atmosfer və okeanın irimiqyaslı qarşılıqlı təsirindən yaranan hadisədir və Şimal yarımkürəsinin ekvatordan kənar enlikləri üzərində sinoptik proseslərin xarakterinə və hava şəraitinin formalaşmasına təsir göstərir.

Bu hadisə atmosferin Şimali Atlantika hərəkət mərkəz-lərinin (island minimumu və azor maksimumu) qarşılıqlı təsirinin kəmiyyət göstəriciləri ilə təsvir olunur.

210

«Şimali Atlantika tərəddüdü» termini də ilk dəfə 1920-ci illərdə Uoker tərəfindən işlədilmişdir. Onun aylıq qiymətlərini hesablamaq üçün ABŞ-dakı Dünya Meteorologiya Mərkəzinin İqlim təhlili mərkəzinin hazır-ladığı metodikadan istifadə olunur.

İlkin məlumat kimi, müntəzəm şəbəkənin nöqtələrində atmosfer təzyiqinin dəniz səviyyəsindəki orta aylıq qiymətlərinin sıralarından istifadə olunur. Orta aylıq təz-yiqin normallaşdırılmış anomaliyalarının fərqləri aşağıdakı kimi hesablanır:

−−

−= I

m

Im

Igm

Am

Am

Agm

gm

PPPPσσ

δ , (142)

burada: AgmP və I

gmP -dörd nöqtə üçün (200, 300 qərb uzunluğu,

350 şimal enliyi və 200, 300 qərb uzunluğu, 400 şimal enliyi) və üç nöqtə üçün (100, 200, 300 qərb uzunluğu, 650 şimal enliyi) dəniz səviyyəsində havanın orta aylıq təzyiqi; mP -orta çoxillik təzyiq; mσ – m ayı üçün təzyiqin orta kvadratik kənaraçıxma əmsalı; A və I -Azor adaları və İslandiya.

mP və mσ –in qiymətləri 1951-1980-ci illərin məlumatlarına əsasən hesablanıb.

Şimali Atlantika tərəddüdü indeksinin qiyməti aşğıdakı düstur vasitəsilə hesablanır:

m

gmNAIσδ

= . (143)

211

Cədvəl 17-də mσ –in aylar üzrə qiymətləri verilmişdir. Cədvəl 18-də isə, Şimali Atlantika tərəddüdü indekslərinin 1991-1995-ci illər üçün 10 dəfə artırılmış qiymətləri, şəkil 42-də 1985-1995-i illər üzrə qiymətlərinin gedişi verilmişdir.

Cədvəl 17

mσ –in aylar üzrə qiymətləri

Ay 01 02 03 04 05 06 σm 1.8 1.8 1.9 1.8 1.8 1.7 Ay 07 08 09 10 11 12 σm 1.6 1.6 1.8 1.7 1.7 1.8

Cədvəl 18

Şimali Atlantika tərəddüdü indeksinin )(NOI 10 dəfə artırılmış qiymətləri

Aylar İl

01 02 03 04 05 06 07 08 09 10 11 12 Orta

1986 1987 1988 1989 1990

16 -11 7 16 19

-15 -1 4 21 22

22 1 4

17 13

-2 8

-18 5

19

11 -8 -3 1

-18

2 -10 6 -7 5

-3 0 4 -2 0

-24 -29 6

17 8

-18 -2 3 2 -6

24 4

-11 -5 3

22 0

-14 -10 -7

11 -13 3

-14 2

4 -5 -1 4 5

Orta 9 6 11 2 -3 -1 0 -4 -4 5 -2 -2 1 1991 1992 1993 1994 1995

18 18 24 17 16

16 18 16 12 17

8 13 16 26 16

9 7

19 13 8

20 8 4 6 -

14 11 8

15 12

7 13 19 26 -4

20 37 11 18 10

1 2

10 3

17

-1 -11 3 1

22

13 18 26 0 -5

18 8 18 17 2

12 12 14 13 10

Orta 19 16 16 11 10 12 12 19 7 3 10 13 12

212

§ 45. Atmosferin zonal küləklərinin impuls momenti

Zonal küləklərin impuls momenti ( h ) atmosfer hə-rəkətlərinin ən vacib göstəricilərindən biridir və aşağıdakı düsturla hesablanır:

∫ ⋅⋅⋅⋅=v

dVRuh ρϕcos , (144)

burada: u -zonal küləyin sürəti ( 0>u qərb küləyi üçün); R -Yerin radiusu; ϕ -coğrafi enlik; ρ -havanın sıxlığı; V -atmosferin tutduğu həcm.

-40

-20

0

20

40

60

80

100

1986 1989 1992 1995

Илляр

Инде

кс х

10

Şəkil 42. Şimali-Atlantika tərəddüdü indeksinin

çoxillik dinamikası.

213

h kəmiyyəti atmosferin zonal sirkulyasiyasının

intensivliyini xarakterizə edir. O, nə qədər böyük olarsa, qərb küləkləri də bir o qədər güclənər, şərq küləkləri isə əksinə -zəifləyər.

İmpuls momentinin vaxta görə dəyişməsi atmosferdə baş verən bu və ya digər prosesləri özündə əks etdirir, buna görə də baxılan proseslər barədə qiymətli informasiyaya malik olur. Məsələn, bu kəmiyyətin fəsli tərəddüdlərinə görə, temperatur kontrastlarının vaxta görə dəyişməsi havanın meridional sirkulyasiyasının intensivliyi və bu-nunla əlaqəli olan kütlə, rütubət axımı və s. barədə fikir söyləmək olar. h kəmiyyətinin illərarası tərəddüdləri at-mosferin ümumi sirkulyasiyasının uzun dövrlü dəyişmə-lərini özündə əks etdirir. Bu kəmiyyətin 30-60 günlük tərəddüdlərinə görə tropik atmosferdə baş verən mürəkkəb prosesləri nəzarətdə saxlamaq olar.

İmpuls momentinin kəmiyyətini operativ hesablamaq üçün müxtəlif yanaşmalardan istifadə olunur. Məsələn, ABŞ-ın Milli Meteorologiya Mərkəzi, ortamüddətli hava proqnozunun Avropa Mərkəzi (İngiltərə) və Yaponiya Meteorologiya Agentliyi tərəfindən hər günlük külək və təzyiq sahələrinin qlobal obyektiv təhlili əsasında h kə-miyyəti hesablanır.

Cənub yarımkürəsindən məlumat əldə olunmadığı üçün, Rusiyada belə işlər aparılmır. Buna görə də, onlar

214

tərəfindən başqa üsul seçilmişdir. Sübut olunmuşdur ki, atmosferin impuls momentinin dəyişməsi eyni qiymətə malik, lakin əks işarəli Yer kürəsinin (hidrosferi də daxil etməklə) impuls momenti ( H ) ilə müşayət olunur. Yerin impuls momenti az olduğuna görə, H kəmiyyətinin va-riasiyası özünü Yerin fırlanmsının bucaq sürətinin (ω ) dəyişməsi kimi biruzə verir. Beləliklə,

vHh •−=δ , (145) burada: H=586•1031 (kq•m2)/san -Yerin (hidrosfer də daxil

olmaqla) impuls momenti; ω

ω Ω−=v -Yerin fırlanmsının

bucaq sürətinin etalon kəmiyyətə

=Ω

san864002π nisbə-

tən meylliyi. hδ kəmiyyətinin bu üsulla hesablanmış qiymətlərinin

1990-1996-cı illər üzrə 5 günlük gedişi şəkil 43-də verilmişdir.

-800-600-400-200

0200400600

1990 1992 1994 1996Илляр

Şəkil 43. Zonal küləklərin impuls momentinin orta aylıq qiymətlərinin

215

səlisləşdirilmiş orta illik qiymətlərdən sapmalarının çoxillik dinamikası.

•san

mkqx2

2310

Buradan görünür ki, 1993 və 1996-cı illərdə hδ kə-

miyyəti normal fəsli tərəddüdlərə yaxındır. 1994-1995-ci illərdə hδ -ın fəsli tərəddüdlərinin amplitudası normal hal-dan nəzərə çarpacaq dərəcədə böyükdür. Hər bir ilin əvvəl-lərində müsbət anomaliyalar, ilin ortalarında isə böyük mənfi anomaliyalar qeydə alınmışdır.

§ 46. Yer kürəsinin fırlanma sürəti və onun

qütblərinin hərəkəti

Yer kürəsinin fırlanma sürətinin dəyişməsi. Yerin sutkalıq fırlanmasının qeyri-bərabərliyi atmosferdə və hidrosferdə gedən proseslərlə şərtləndirilir. Bu prosesləri özündə əks etdirməklə, Yerin fırlanmasının qeyri-bəra-bərliyi özündə atmosfer və hidrosfer haqqında qiymətli informasiyanı cəmləşdirir və bir sıra elmi və praktiki hidrometeoroloji məsələlərin həllinə imkan verir. Yerin fırlanma sürətini ölçüsüz kəmiyyətlə xarakterizə etmək qəbul olunmuşdur:

PPTv −

−=Ω−

= ω

ω , (146)

burada: T –Yer sutkasının uzunluğu; P -atom sutkasının

uzunluğu (Sİ sistemində 86400 san. təşkil edir); Tπω 2=

216

və Pπ2=Ω -Yer və atom sutkalarına müvafiq bucaq

sürətləri. Ay, Günəş və planetlər üzərində aparılan müşahidələrə

əsasən Yerin fırlanma sürətinin qiymətləri XVII əsrdən məlumdur. 1955-1996-cı illər üzrə Yerin fırlanma sürətinin orta aylıq qiymətlərinin gedişi şəkil 44-də verilmişdir.

Şəkil 44. Yerin fırlanma sürətinin dəyişməsinin

1955-1996-cı illər üzrə dinamikası. Qrafikdən göründüyü kimi, 1956-cı ildən 1961-ci ilə

qədər Yerin fırlanması sürətlənmiş, 1962-1972-ci illərdə zəifləmiş, 1973-1988-ci illərdə isə yenidən sürətlənmişdir.

217

Yerin fırlanma sürətinin fəsli tərəddüdləri göstərir ki, fırlanma sürətinin ən kiçik qiymətləri aprel və noyabr aylarında, ən böyükləri isə -yanvar və iyulda müşahidə olunur. Yanvar maksimumlarının kvaziikiillik dövrüliyi, iyul maksimumlarının altıillik dövrüliyi müşahidə olunur. Fəsli tərəddüdlər atmosferin impuls momentinin əks işarəli dəyişmələrinə əsaslanır.

Yerin qütblərinin hərəkəti. Yerin fırlanma sürətinin dəyişməsi ilə bərabər, Yer öz oxuna nisbətən kiçik hərəkətlər də edir, buna görə də fırlanma oxu ilə Yer səthinin kəsişdiyi nöqtələr də hərəkət edir. Bu nöqtələr Yerin fırlanması istiqamətində orta qütb ətrafında Yer səthi üzrə yerlərini dəyişirlər. Qütbün hərəkət trayektoriyası spiralvaridir və dövri olaraq gah yığılır, gah da açılır. Belə hallar onunla izah olunur ki, qütb iki dövrü hərəkət edir: Çandler dövrlü (təxminən 14 ay) sərbəst və illik dövrlü məcburi hərəkət.

Qütblərin sərbəst hərəkəti o vaxt yarana bilər ki, hər hansı bir üsulla Yerin fırlanma oxunu onun ən böyük inersiya momentindən sapdırmaq mümkün olsun. Bu hərəkətin dövrü Yer kürəsinin dinamiki sıxılmasından, quruluşundan və elastiki xassələrindən asılıdır.

Yer kürəsinə atmosfer və hidrosfer tərəfindən dövrü qüvvələrin təsiri nəticəsində məcburi hərəkət yaranır. Bu iki hərəkətin birgə təsiri nəticəsində isə təxminən altıillik dövrüliyə malik hərəkət yaranır. Şəkil 45-də Şimal coğrafi qütbünün 1990-1996-cı illərdəki hərəkətinin qrafiki veril-

218

mişdir. Bu qrafikdə x oxu qütbün 00 meridian boyu 1900-

1905-ci illərdə yerləşdiyi orta vəziyyətdən yanlara istiqa-mətlənmişdir. y oxu isə 2700 meridian boyu orta vəziyyət-dən yanlara istiqamətlənmişdir.

1990-cı ildən başlayaraq spiral yığılaraq özünün orta vəziyyətinə yaxınlaşmışdır. Onun özünün orta vəziyyətinə ən yaxın hərəkəti 1993-cü ildə baş vermişdir, sonra 1994-cü ildən başlayaraq hərəkət spiralı açılaraq, orta vəziyyətdən uzaqlaşmağa başlamışdır. Maksimal uzaqlaşma 1996-cı ildə may-iyul aylarında baş vermişdir.

Şəkil 45. 1990-1996-cı illərdə Yer kürəsinin

219

Şimal coğrafi qütbünün hərəkət trayektoriyası. Qütblərin hərəkəti və v sürətinin altıillik tərəddüdləri

arasında əlaqə qeydə alınmışdır. Ani qütb özünün orta vəziyyətindən uzaqlaşdıqda v-nin qiyməti azalır (Yerin fırlanması zəifləyir) və əksinə. Yerin fırlanma sürətinin bu tərəddüdləri zonal küləklərin impuls momentinin altıillik tərəddüdünün əks işarəsini özündə əks etdirir, bu da öz növbəsində El–Ninyo hadisələrinə əsaslanır.

§ 47. Sərbəst atmosferin temperaturunun dəyişməsi

Əvvəlki fəsillərdə göstərildiyi kimi, sərbəst atmosferin istilik rejimi ayrı-ayrı hava təbəqələrində və Yer səthi ilə şüa və turbulent istilik mübadiləsi, istiliyin adveksiyası və nəhayət, atmosferdə suyun faza keçidlərində istiliyin ayrılması və ya udulması hesabına formalaşır.

Müasir zamanda radiozond məlumatları 30-35 km-ə qədər hündürlükdə troposferdə və stratosferdə havanın temperaturunun şaquli və üfüqi istiqamətdə paylanması barədə tam təsəvvür yaratmağa imkan verir.

Dünya meteorologiya mərkəzlərindən biri kimi, Ümumrusiya Elmi-Tədqiqat Hidrometeorologiya İnstitutunda sərbəst atmosferin temperatur rejimi barədə dolğun və dəqiq məlumtlar bazası yaradılmışdır. Bu məlumatlara əsasən şəkil 46-49-da atmosferin iki təbəqəsi - troposfer (850-300hPa) və aşağı stratosfer (100-50 hPa)

220

üçün temperaturun anomaliyalarının aylıq gedişlərinin qrafikləri verilmişdir. Qrafiklər bütün Yer kürəsi (şəkil 46), 30-900 ş.e.-li şimali tropikdən kənar zona (şəkil 47), 30-900 c.e.-li cənubi tropikdən kənar zona (şəkil 48) və 300 c.e.-300 ş.e.-li tropik zona üçün (şəkil 49) verilmişdir.

Qrafiklərdən göründüyü kimi, qütb zonaları istisna olmaqla, bütün coğrafi enliklərdə baza dövrünə nisbətən aşağı stratosferdə Pinatubo vulkanının (Filippin 1991-ci ilin yayı) püskürməsi ilə əlaqədar soyuma baş vermişdir.

-1-0,8-0,6-0,4-0,2

00,20,4

1991 1992 1993 1994 1995 1996 Илляр

1 2

Şəkil 46. Yer kürəsi üzrə troposferdə (1) və aşağı stratosferdə (2)

temperatur anomaliyalarının aylıq gedişi.

221

-1,5

-1

-0,5

0

0,5

1991 1992 1993 1994 1995 1996 Илляр

1 2

Şəkil 47. Şimali tropikdən kənar zona üzrə troposferdə (1) və aşağı

stratosferdə (2) temperatur anomaliyalarının aylıq gedişi.

-0,4

-0,3

-0,2

-0,1

0

0,1

1991 1992 1993 1994 1995 1996 Илляр

1 2

Şəkil 48. Cənubi tropikdən kənar zona üzrə troposferdə (1) və aşağı

stratosferdə (2) temperatur anomaliyalarının aylıq gedişi.

222

-1,2-1

-0,8-0,6-0,4-0,2

00,20,40,6

1991 1992 1993 1994 1995 1996 Илляр

1 2

Şəkil 49. Tropik zona üzrə troposferdə (1) və aşağı stratosferdə (2)

temperatur anomaliyalarının aylıq gedişi. Bu epizod vulkanın püskürməsindən sonra başlanmış

və enlik zonalarından asılı olaraq 1992-ci ilin sonunda – 1993-cü ilin əvvəlində qurtarmışdır.

Cədvəl 19 Yer kürəsi, hər iki yarımkürə və müxtəlif enlik zonalarında

sərbəst atmosferin temperaturunun orta aylıq anomaliyalarının illər üzrə

ortalaşdırılmış qiymətləri

İllər

Təbəqə,

hPa

Zona 1991 1992 1993 1994 1995 1996

1 2 3 4 5 6 7 8

223

800-

300

Yer kürəsi Cənub yarımkürəsi Şimal yarımkürəsi 30-900 c.e. 30-900 ş.e. 30c.e-300 ş.e. 60-900 c.e 60-900 ş.e.

0.27 0.23 0.31 0.06 0.33 0.34 0.00 0.52

0.08 0.14 0.02 -0.05 -0.10 0.23 0.08 -0.18

0.10 0.14 0.06 -0.03 -0.09 0.26 -0.24 -0.08

0.20 0.16 0.23 -0.03 0.22 0.30 -0.14 0.05

0.26 0.22 0.30 -0.03 0.27 0.40 -0.08 0.53

0.17 0.17 0.17 0.02 0.10 0.27 -0.01 0.30

100-

50

Yer kürəsi Cənub yarımkürəsi Şimal yarımkürəsi 30-900 c.e. 30-900 ş.e. 30c.e-300 ş.e. 60-900 c.e 60-900 ş.e.

-0.25 -0.29 -0.22 -0.11 -0.15 -0.37 -0.22 -0.39

-0.15 -0.14 -0.15 -0.01 -0.29 -0.13 -0.36 -0.65

-0.63 -0.50 -0.75 -0.30 -1.00 -0.58 -0.47 -1.43

-0.74 -0.64 -0.84 -0.35 -0.83 -0.88 -0.47 -1.13

-0.87 -0.66 -1.07 -0.36 -1.26 -0.90 -0.57 -1.76

-0.86 -0.67 -1.03 -0.32 -1.03 -1.02 -0.30 -1.46

Bu epizod dövründə aşağı stratosferdə aylıq tempera-

turun müsbət anomaliyalarının yaranması qütb zonaları istisna olmaqla, həm bütün Yer kürəsində, həm də onun ayrı-ayrı hissələrində baş vermişdir.

Nümunə kimi, Yer kürəsi, yarımkürələr və müxtəlif enlik zonalarında sərbəst atmosferin temperatur anomaliyalarının orta aylıq qiymətləri cədvəl 19-da verilib.

Bütün bu məlumatlar göstərir ki, sərbəst atmosferin temperaturunun dəyişməsinin öyrənilməsi təbii qlobal qəzaların atmosfer proseslərinə təsirinin qiymətləndirilmə-sində vacib əhəmiyyət kəsb edir.

224

§ 48. Planetar yüksək cəbhə zonası

Planetar yüksək cəbhə zonası (PYCZ) irimiqyaslı atmosfer sirkulyasiyasının inkişafında, o cümlədən mü-layim enliklərdə siklonik və antisiklonik fəaliyyətin aktivləşməsində əhəmiyyətli rol oynayır.

Bu zonalar böyük barik və termik qradiyentlərlə xarakterizə olunurlar. Burada adətən barik sahələrin hərəkətlərinin böyük sürətləri ilə şərtləndirilən və ayrı-ayrı hallarda çox böyük uzunluğa malik şırnaq axınları müşa-hidə olunurlar.

Yüksək cəbhə zonalarının atmosfer proseslərinin dinamikasına təsiri öz əksini iqlim tərəddüdlərində tapır və ən əsas tədqiqat obyektlərindən hesab olunur.

Planetar yüksək cəbhə zonalarının parametrlərini he-sablamaq üçün Şimal yarımkürəsində 5x100 addıma malik coğrafi şəbəkənin müntəzəm nöqtələrində 500 hPa-lıq səthdə geopotensialın gündəlik qiymətlərindən istifadə olunur. Onun əsas parametrlərinə meridianlarda ox izohipsin enliyi, intensivliyi, uzunluğu, əyriliyi və sahəsi aiddirlər.

Planetar yüksək cəbhə zonasının intensivliyi. Bu ter-min altında eni 1000 km olan zolaqda (mərkəzi izohipsdən hər iki tərəfə 500 km olmaqla) planetar yüksək cəbhə zonasına perpendikulyar istiqamətlənmiş barik sahənin qradiyenti başa düşülür. Bu parametrin intensivliyi ox izohipsindən cənub və şimal meridianlarında iki izohipsin

225

yerləşdiyi enliklərin fərqi (∆ϕ) kimi hesablanır. Ox izohipsə nisbətən şimal (Şİ) və cənub (Cİ) izogipslərinin qiymətləri cədvəl 20-də verilmişdir.

Cədvəl 20

Ox izohipsə nisbətən şimal (Şİ) və cənub (Cİ) izohipslərinin qiymətləri

Aylar 01 02 03 04 05 06 Cİ Şİ

540 532

540 532

548 540

548 540

564 556

564 556

Aylar 07 08 09 10 11 12 Cİ Şİ

576 568

576 568

560 552

560 552

548 540

548 540

Hesablamalarda gündəlik MT-500 hPa-lıq xəritələrdən

istifadə olunur. Hesablamalar izohipsin Qrinviç meridianı ilə kəsişdiyi nöqtədən başlayaraq qərb-şərq istiqamətində (axın xətti boyunca) aparılır. Hər 300 uzunluqda Cİ və Şİ-nin yerinin coğrafi enliyi təyin olunur, sonra isə enlik fərqlərinə görə aşağıdakı düstur vasitəsilə planetar yüksək cəbhə zonasının intensivliyi hesablanır:

iiciis .,.,. ϕϕϕ −=∆030

, (147)

burada: i=1÷12 (0, 30, 60, ..., 3300). Cədvəl 21-də planetar yüksək cəbhə zonasının

meridianlarda 1991-1995-ci illər üzrə intensivliyinin qiymətləri verilmişdir.

226

Planetar yüksək cəbhə zonasının enliyi. Bu zonanın ox izohipsinin yerləşdiyi enliyin hesablanması 00 meridianından başlayaraq hər 100 -dən bir qərb-şərq istiqamətlərində aparılır və aşağıdakı düsturdan istifadə olunur:

∑=

=N

iior N 1

1ϕϕ , (148)

burada: N -ox izohipsinin enliyinin hesablandığı meri-dianların sayı ( 1=N ÷36 ); iϕ -meridian üzərində cəbhə zonasının ox izohipsinin enliyinin qiyməti.

Planetar yüksək cəbhə zonasının uzunluğu. Bu parametrin uzunluğu dedikdə Şimal yarımkürəsində xarakterik izohipsin, yəni ona görə zonanın intensivliyi hesablanan izohipsin uzunluğu başa düşülür. Bu parametr iki qonşu meridian arasında (λi və λi+1) yerləşən (i=1÷36; i=36 üçün λi =λi+1) planetar yüksək cəbhə zonasının ox izohipsinin hissələrinin cəmi kimi hesablanır.

Cədvəl 21 Planetar yüksək cəbhə zonasının meridianlarda 1991-1995-ci illər

üzrə intensivliyinin qiymətləri

Uzunluq, dərəcə

1991 1992 1993 1994 1995 Beşillik üzrə orta

0 6.3 4.5 7.8 5.3 5.8 5.9 30 6.6 8.9 6.2 6.8 8.2 7.3 60 8.2 6.7 8.6 4.8 5.5 6.8 90 6.6 6.0 6.0 4.9 5.3 5.8

227

120 7.5 6.8 7.1 4.8 5.1 6.2 150 5.8 4.6 6.2 4.8 4.9 5.2 180 4.5 5.2 3.4 6.7 5.3 5.0 210 5.1 6.5 9.1 5.9 7.6 6.8 240 5.8 5.5 6.3 7.5 7.3 6.5 270 4.5 5.0 4.7 4.4 4.6 4.6 300 3.6 3.5 4.4 3.9 5.2 4.1 330 3.8 3.3 4.8 3.4 4.5 4.0

Yarımkürələr üzrə orta qiymət

5.7 5.5 6.2 5.3 5.8 5.7

Bu hissələrin hər birinin uzunluğu aşağıdakı düsturla

hesablanır:

( )

+

⋅∆+−= ++ 2

cos111 12221

iiiiil

ϕϕλϕϕ , (149)

burada: i -meridianın nömrəsi ( i =1÷36); iϕ – i nömrəli me-

ridian üzərində ox izohipsinin enliyinin qiyməti; 1+iϕ – 1+i nömrəli meridian üzərində ox izohipsinin enliyinin qiyməti;

λ∆ - iϕ uzunluğunda meridianlar arasındakı ( λ∆ =100) məsafə (dərəcə ilə).

Şimal yarımkürəsi üzrə planetar yüksək cəbhə zona-sının ox izohipsinin ümumi uzunluğu belə hesablanır:

∑=

=N

iilL

1. (150)

Planetar yüksək cəbhə zonasının əyriliyi. Bu para-metr planetar yüksək cəbhə zonasının uzunluğunun ( L )

228

onun orta hesabla yarımkürədə yerləşən paralelin uzunluğuna olan nisbəti kimi başa düşülür:

ϕLLQ = , (151)

burada: L -Şimal yarımkürəsi üzrə ox izohipsinin (150) düsturuna görə hesablanmış ümumi uzunluğu; RL πϕ 2= -

yüksək planetar cəbhə zonasının orta hesabla yerləşdiyi paralelin uzunluğu; R -verilən enlik üçün Yer kürəsinin radiusu.

Planetar yüksək cəbhə zonasının sahəsi dedikdə, planetar yüksək cəbhə zonasını cənubdan məhdudlaşdıran sahə başa düşülür və aşağıdakı düsturla hesablanır:

( )sRS ϕπ sin12 2 −••= , (152)

burada: ;1415,3=π kmR 245.6378= - ekvatorda Yerin radiusu; sϕ -Şimal yarımkürəsi üzrə yüksək planetar cəbhə zonasının (148) düsturu ilə hesablanmış orta enliyi.

Planetar yüksək cəbhə zonasının yuxarıda baxılan parametrlərinin 1991-1995-ci illərin məlumatlarına görə orta aylıq qiymətləri cədvəl 22-də verilmişdir.

Cədvəl 22

Planetar yüksək cəbhə zonasının parametrlərinin 1991-1995-ci illər üzrə orta aylıq qiymətləri

Ay rə də

or ta

en likn

uz un lu ğu Əy ril ik

nı n sa hə si, Sirkulyasiya

mərkəzi

229

ϕ λ

1 50.0 28.5 1.11 59800 86 199 2 48.4 30.8 1.17 64022 86 185 3 48.4 28.3 1.06 64480 85 178 4 49.2 31.1 1.21 63572 85 177 5 48.0 29.3 1.10 65294 85 173 6 50.8 28.3 1.13 58610 87 213 7 48.6 28.0 1.06 63802 88 304 8 55.4 24.6 1.10 46770 85 225 9 56.2 24.6 1.10 43556 87 225 10 53.6 25.3 1.07 50664 86 154 11 51.8 26.8 1.08 54726 86 176 12 48.8 27.8 1.06 62694 84 177

Orta illik

50.8 27.8 1.10 58166 86 199

Norma 53.0 32.2 1.30 54648 - -

§ 49. Atmosferin hərəkət mərkəzləri Atmosferin hərəkət mərkəzi dedikdə aylar və fəsillər

üzrə orta çoxillik xəritələrdə özünü göstərən alçaq və yüksək yerətrafı təzyiq sahələri başa düşülür. Atmosferin hərəkət mərkəzləri atmosferin ümumi sirkulyasiyasının iri obyektləri olaraq, sinoptik xəritələrdə barik sahələrin əsas sistemlərindən ibarətdirlər. Bu mərkəzlər öz dinamikasında aydan-aya və ya fəsildən-fəsilə iqlimin və havanın bir çox

230

xüsusiyyətlərini özlərində əks etdirirlər. Bunların nəticəsi olaraq, onları bəzi hallarda «iqlim

hərəkət mərkəzləri» də adlandırırlar. Onların intensivliyinin anomaliyaları və coğrafi yerləşmələri öz növbəsində bir sıra təsiredici amillərin (okeanların, Yer kürəsinin nutasiyasının, Günəş aktivliyinin və s.) rejimlərindəki anomaliyaları özündə əks etdirirlər.

Atmosferin yüksək hərəkət mərkəzləri permanent (ilin istənilən dövründə formalaşan) və fəsli (yəni elələri ki, baxılan regionlarda bütün fəsillərdə formalaşmır) hissələrə bölünürlər.

Birincilərə bütün il boyu Atlantik okeanın üzərində formalaşan okeanik mərkəzlər (azor maksimumu, island minimumu) və Sakit okean üzərindəki honolulu maksimumu və aleut minimumu aiddirlər.

İkincilərə ilin soyuq yarımilliyində materiklər üzərində formalaşan Sibir və Kanada maksimumları və ilin isti yarımilliyində materiklər üzərində formalaşan Asiya və Kaliforniya minimumları aiddirlər. Atmosferin ümumi sir-kulyasiyasının qlobal anomaliyaları səbəbindən bu və ya digər ayda həm permanent, həm də fəsli mərkəzlər bir sıra regionlarda olmaya bilərlər. Fəsli mərkəzlər isə adi formalaşma vaxtına nisbətən ya gecikə, ya da tezləşə bilərlər.

Atmosferin hərəkət mərkəzlərinin orta çoxillik yerləri (ϕ-coğrafi enlik və λ-coğrafi uzunluq) və onların

231

intensivliyi (P- intensivlik, hPa) (minus işarəsi –şərq uzunluğunu göstərir) cədvəl 23-də verilmişdir.

Şəkil 50-52-də atmosferin bir sıra hərəkət mərkəzlərinin koordinatlarının və intensivliyinin anomali-yalarının 1991-1995-ci illər üzrə gedişi təsvir olunur.

Atmosferin antisiklonik hərəkət mərkəzlərinin intensivliyinin illik gedişi göstərir ki, adətən Atlantik oke-anı üzərində subtropik zonada yerləşən azor antisiklonunun intensivliyi zəif ifadə olunmuş illik gedişə malikdir və illik amplitudu ancaq 3 hPa təşkil edir. Bu da Sibir antisiklonunun illik amplitudadan demək olar ki, üç dəfə azdır.

Siklonik mərkəzlər (Island və Aleut) ən dərin halda qış aylarında müşahidə olunurlar ki, bu vaxt onların mərkəzlərində təzyiq 1000 hPa-dan azdır. İntensivliyinə görə onlar bir-birindən 3 hPa-dan az fərqlənirlər, onların minimal dərinlikləri isə yay aylarında müşahidə olunurlar.

Cədvəl 23 Atmosferin hərəkət mərkəzlərinin parametrlərinin orta aylıq

anomaliyaları (1991-1995-ci illər üzrə)

Atmosferin hərəkət mərkəzləri Aylar

Göstəricilər Azor İsland Aleut Sibir

I ϕ λ

35 19

62 27

50 178

51 -103

232

P, mbar 1024.1 994.1 997.9 1037.2 II

ϕ λ P, mbar

36 17

1023.9

60 29

996.3

50 -179 998.6

52 -102

1035.6 III

ϕ λ P, mbar

35 29

1022.2

59 32

999.9

51 -175

1001.2

50 -95

1028.7 IV ϕ

λ P, mbar

34 30

1021.9

61 27

1005.2

56 177

1004.8

51 -85

1022.2 V

ϕ λ P, mbar

34 33

1022.9

58 34

1007.3

55 172

1007.5

52 -71

1017.7 VI

ϕ λ P, mbar

34 34

1024.1

61 47

1008.7

58 167

1010.0

55 -80

1011.6 VII

ϕ λ P, mbar

34 37

1024.9

63 40

1009.1

- - -

- - -

VIII

ϕ λ P, mbar

35 36

1022.9

64 26

1006.7

60 -175

1009.4

- - -

Cədvəl 23-ün davamı

Atmosferin hərəkət mərkəzləri Aylar Göstəricilər

Azor İsland Aleut Sibir IX

ϕ λ P, mbar

36 31

1021.9

64 27

1003.8

58 175

1006.2

52 -94

1018.8 X

ϕ λ

35 34

63 28

57 170

48 -96

233

P, mbar 1020.3 1000.5 1002.2 1024.0 XI

ϕ λ P, mbar

36 30

1021.8

62 23

998.4

54 176

999.9

48 -97

1031.2 XII

ϕ λ P, mbar

34 26

1023.5

63 24

998.9

52 175

999.1

50 -99

1036.1

§ 50. Bloklaşdırıcı antisiklonlar

Bloklaşdırıcı antisiklon dedikdə çox geniş kvazi-stasionar və yüksək antisiklonlar başa düşülür. Atmos-fer-dəki bu irimiqyaslı isti sahələr zonal sirkulyasiyanı pozur (bloka alır). Bu sinoptik prosesdir. Orta enliklərdə (35-600) inkişaf edən yüksək isti və az hərəkətli antisiklon uzun müddət ərzində (bir həftə, bəzən də bir neçə həftə) zonal hava axınları üçün makromiqyaslı pozuntu, yəni troposferin böyük zonasında axınların meridional istiqamətini yaradır və sürətli hərəkətdə olan siklon və antisiklonların trayektoriyalarının zonal istiqamətindən (qərb-şərq) meylləndirir.

a )

01020304050607080

1991

1992

1993

1994

1995 Илляр

1 2

234

b)

-40-20

020406080

100

1991

1992

1993

1994

1995 Илляр

1 2

c)

940

960

980

1000

1020

1040

1991

1992

1993

1994

1995 Илляр

1 2

Şəkil 50. Azor maksimumu (1) və island minimumu (2) mərkəzlərinin coğrafi enliyinin (a), uzunluğunun (b) və intensivliyinin (c) illər üzrə (1991-1995-ci illər) dinamikası.

a)

-15-10

-505

101520

1991

1992

1993

1994

1995 Илляр

1 2

235

b)

-80-60-40-20

0204060

1991

1992

1993

1994

1995 Илляр

1 2

c)

-20-15-10

-505

1015

1991

1992

1993

1994

1995 Илляр

1 2

Şəkil 51. Azor maksimumu (1) və island minimumu (2) mərkəzlərinin coğrafi enliyinin (a), uzunluğunun (b) və intensivliyinin (c) anomaliyalarının illər üzrə (1991-1995-ci illər) dinamikası.

a)

-6-4-20246

1991 1992 1993 1994 1995Илляр

1 2 3

236

b)

-15

-10

-5

0

5

1991 1992 1993 1994 1995 Илляр

1 2 3

Şəkil 52. Honolulu maksimumu (a) və aleut minimumu (b) mər-kəzlərinin coğrafi enliyinin (1), uzunluğunun (2) və intensivliyinin (3) anomaliyalarının illik gedişi (1991-1995-ci illər).

Bu vaxt aşağı enliklərdə təzyiq nisbətən azdır.

Bloklaşdırma hallarının təkrarlanması ən çox qış və yazda, ən az isə – yay fəslindədir.

Bloklaşdırıcı antisiklonlar ən çox hallarda Atlantik okeanının şimal-şərq, Sakit okeanın şimal-qərb hissələrində, Avrasiya materikində isə Ural və Şərqi Sibir rayonlarında müşahidə olunurlar. Şərqi Avropadakı yay quraqlıqları bu proseslərlə əlaqəlidir.

Müxtəlif müəlliflər bloklaşdırıcı antisiklonların olma-sının meyarlarına müxtəlif ədədi qiymətlər verirlər. Məsələn, blokun mütləq olmasının vaxt meyarları üçün üç gündən, beş gündən, yeddi gündən və s. az olmayan günlər mövcuddur. Rusiya tədqiqat mərkəzlərində üç gündən çox təkrarlanma meyarı qəbul edilmişdir.

Bloklaşdırıcı antisiklonlar haqqında məlumatları ha-

237

zırlamaq üçün, onların gündəlik yerüstü xəritələr üzərindəki koordinatları, antisiklon mərkəzlərində maksimal və minimal təzyiqlərin qiymətləri, qapalı izobarların sayı istifadə olunur. MT-500 hPa-lıq xəritələrdən isə antisiklonun mərkəzində mütləq geopotensialın ekstremal qiyməti, onun koordinatları və qapalı izohipslərin sayından da istifadə olunur. İstifadə olunan məlumatlar Şimal yarımkürəsinin 30-700 ş.e. və 0-3600 uzunluğu arasındkı əraziləri əhatə edir. Bloklaşdırıcı dövrün uzunluğu hər bir müvafiq antisiklonun mövcud olduğu günlərin sayının cəmindən ibarətdir.

Nümunə kimi, bloklaşdırıcı antisiklonları təyin etmək üçün istifadə edilən parametrlərin 1993-cü il üzrə qiymətləri cədvəl 24-də, Şimal yarımkürəsində 1993-cü ilin ayları üzrə blokların və bloklu günlərin sayı isə cədvəl 25-də verilmişdir. Cədvəl 25-dən göründüyü kimi, blokların və bloklu günlərin sayı regionlar üzrə tamamilə müxtəlifdir. Məsələn, Atlantika-Avropa sektorunda onların sayı 48 olduğu halda, Avropa-Asiya sektorunda 2 dəfə (97) çox olmuşdur.

Cədvəl 24 1993-cü ildə Şimal yarımkürəsində bloklaşdırıcı antisiklonların

parametrləri Yer səthi 500 hPa Bloklaşdı

rma dövrü

Dav

amiy

yət

(gün

)

Reg

ion

ϕ

λ

P max

P min

N

Hm

ax

Hm

in

N

238

5-8 yanvar

4 PNA 50-54 210-216 1040 1033 4 572 564 2

1-5 fevral 5 AE 47-55 3-20 1046 1039 4 584 576 3 6-14 fevral

9 AE 45-57 14-360 1047 1037 5 584 572 4

16-19 fevral

4 PNA 53-65 214-230 1042 1035 3 576 564 4

16-28 fevral

13 AE 43-53 323-350 1047 1027 5 584 568 4

23-28 fevral

6 EA 54-59 57-77 1050 1045 3 561 553 2

1-3 mart 3 AE 61-62 15-358 1037 1032 2 568 560 3 3-9 mart 7 AE 50-57 17-359 1035 1023 3 580 564 3 11-14 aprel

4 EA 45-55 86-105 1041 1032 3 572 568 1

25-27 aprel

3 EA 59-67 30-40 1026 1021 1 572 568 1

1-8 may 8 EA 55-69 29-55 1042 1026 4 584 568 4 12-16 may 5 AE 63-75 300-330 1045 1035 5 588 568 8 14-17 may 4 EA 50-65 65-77 1033 1020 3 576 572 1 19-21 may 3 EA 62-78 25-35 1040 1025 2 579 577 2 3-5 iyun 3 PNA 55-60 245-260 1023 1019 1 572 566 2 1-8 iyul 8 EA 57-69 79-115 1015 1008 1 576 572 2 11-15 iyul 5 EA 62-70 205-230 1030 1025 1 584 580 1

Cədvəl 24-ün davamı Yer səthi 500 hPa Bloklaşdı

rma dövrü

Dav

amiy

yət

(gün

)

Reg

ion

ϕ

λ

P max

P min

N

Hm

ax

Hm

in

N

28-4 iyul-avqust

8 EA 59-69 56-70 1028 1021 2 583 570 1

22-26 avqust

5 AE 49-58 337-340 1035 1030 3 586 584 1

239

1-4 sentyabr

4 EA 44-58 57-80 1031 1026 3 592 584 1

8-18 sentyabr

11 EA 50-68 56-80 1033 1028 1 588 569 2

1-8 oktyabr

8 EA 48-56 28-55 1039 1027 4 582 565 1

14-18 oktyabr

5 AE 56-63 322-330 1036 1026 4 584 568 4

15-17 oktyabr

3 EA 48-50 108-110 1033 1031 4 576 572 2

16-20 oktyabr

5 PNA 64-75 320-240 1040 1018 3 561 536 4

7-18 noyabr

12 AE 55-69 35-90 1059 1030 7 564 556 3

12-14 noyabr

3 PNA 41-44 217-219 1038 1035 4 585 584 1

20-26 noyabr

7 EA 55-61 35-50 1057 1047 7 580 569 5

1-4 dekabr

4 EA 57-65 54-69 1050 1028 7 561 548 4

Qeyd: AE –(Atlantik-Avropa regionu) -271-260-20 (91W-20E), EA – (Avropa-Asiya regionu) -21 – 140 (21E-140E), PNA- (Sakit okean – Amerikanın şimalı) -141-270 (141E-90W), λϕ, -bloklaşdırma dövründə yalın və ya mərkəzin enlik və uzunluq üzrə təqribi koordinatları; P(H)max,min – P hPa –Yer üzərində maksimal və minimal təzyiq (H -500 hPa-da), N –qapalı izobarların (izohipslərin) sayı.

Bloklu günlərin minimal sayı isə (24) Amerika – Sakit okeanı sektorunda müşahidə olunmuşdur.

1993-cü ildə 1992-ci ilə nisbətən Şimal yarımkürəsində bloklu günlərin sayı 18 ədəd azalmışdır. Belə fərqlər ayrı-ayrı aylar üçün də mövcuddur.

Ümumiyyətlə, 1991-1995-ci illərin məlumatlarının təhlilinə əsasən demək olar ki, bloklaşdırıcı şəraitin ən

240

böyük miqdarı Atlantik-Avropa və Sakit okeanı sektorlarında cəmləşmişlər. Atlantik-Avropa sektorunda bloklaşdırıcı günlərin maksimum sayı aprel-iyun aylarına, Sakit okeanı sektorunda isə yanvar və iyun aylarında, minimumlar isə aprel və oktyabrda müşahidə olunur.

Cədvəl 25

Şimal yarımkürəsində 1993-cü ilin ayları üzrə blokların və bloklu günlərin sayı

PNA AE EA Yarımkürə

Ay

blok

blok

lu

günlər

blok

blok

lu

günlər

blok

blok

lu

günlər

blok

blok

lu

günlər

1 1 4 0 0 0 0 1 4 2 1 4 8 24 1 9 5 37 3 0 0 2 9 0 1 2 10 4 0 0 0 0 2 7 2 7 5 0 0 1 5 3 15 4 20 6 1 3 0 0 0 0 1 3 7 1 5 0 0 2 12 3 17 8 0 0 1 5 0 4 1 9 9 0 0 0 0 2 15 2 15 10 1 5 1 5 2 11 4 21 11 1 5 0 0 2 19 3 22 12 0 0 0 0 1 4 1 4 İl 6 24 8 48 15 97 29 169

Atlantik-Avropa sektorunda bloklaşdırıcı günlərin sayı orta hesabla 237-dir ki, bu da bütün yarımkürədə illik günlərin 65%-ni təşkil edir. Sakit okean sektorunda bloklaşdırıcı günlərin sayı yarımkürədəki günlərin 26%-ni təşkil edir.

241

§ 51. Atmosfer sirkulyasiyasının parametrləri ilə xarici amillər arasında əlaqələr

Atmosfer sirkulyasiyasının parametrləri ilə xarici amillər arasındakı əlaqələrin müəyyənləşdirilməsi bir sıra problemlərin araşdırılmasında mühüm rol oynayır. Bunları öyrənməzdən əvvəl, sirkulyasiyanın parametrləri arasındakı əlaqələri müəyyənləşdirmək məqsədəuyğundur. Atmosfer sirkulyasiyasının parametrlərinin sayı həddən artıq çox olduğuna görə, əsasən xarici amillərlə sirkulyasiya parametrləri arasındakı daha sıx olan əlaqələrə baxmaq lazımdır. Məsələn, PYCZ-nın enliyi və sahəsi arasında çox sıx əlaqə olduğuna görə, bu prosesin parametrlərini xarici amillərin parametrləri ilə müqayisə edərkən, ya onun enliyinin, ya da sahəsinin qiymətlərindən istifadə etmək kifayətdir.

Atmosfer sirkulyasiyasının bir sıra parametrləri arasındakı korrelyasiya əlaqələri cədvəl 26-da verilmişdir.

Bu cədvəlin məlumatları göstərir ki, sirkulyasiyanın PYCZ-nın enliyi və uzunluğu, enliyi və sahəsi kimi bir sıra parametrləri arasında sıx korrelyasiya əlaqələri olduğu halda, onun enliyi və əyriliyi, uzunluğu və sahəsi arasındakı əlaqələr çox zəifdir.

Bunlar nəzərə alınaraq, atmosfer sirkulyasiyasının parametrləri ilə xarici amillər arasındakı əlaqələrin ən sıx olanları seçilmiş və onların korrelyasiya əmsalları cədvəl 27-də verilmişdir.

242

Cədvəl 26

Atmosfer sirkulyasiyasının parametrləri arasında korrelyasiya əlaqələri

Statistik göstəricilər

Parametrlər cütlüyü

r rσ

PYCZ-nın enliyi və uzunluğu -0.77 ±0.113 PYCZ-nın enliyi və intensivliyi 0.62 ±0.117 PYCZ-nın enliyi və sahəsi -0.91 ±0.103 PYCZ-nın enliyi və əyriliyi 0.11 ±0.444 PYCZ-nın uzunluğu və sahəsi 0.18 ±0.268 PYCZ-nın uzunluğu və əyriliyi -0.41 ±0.231 PYCZ-nın uzunluğu və intensivliyi -0.30 ±0.253 PYCZ-nın sahəsi və intensivliyi -0.29 ±0.256 PYCZ-nın əyriliyi və intensivliyi 0.56 ±0.190 PYCZ-nın əyriliyi və yarımkürədə bloklu günlərin sayı

0.65 ±0.161

PYCZ-nın enliyi və yarımkürədə bloklu günlərin sayı (yanvar məlumatları əsasında)

0.38 ±0.267

PYCZ-nın enliyi və azor hərəkət mərkəzinin enliyi

0.39 ±0.238

Zonal küləklərin impuls momenti və Şimali-Atlantika tərəddüdü

0.62 ±0.127

Cədvəl 27 Atmosfer sirkulyasiyasının parametrləri ilə

xarici parametrlər arasında korrelyasiya əlaqələri Parametrlər cütlüyü

Statistik göstəricilər

243

r rσ

Günəş sisteminin dissimmetriyası –Yerin fırlanma sürətinin anomaliyası

0.89 ±0.110

Günəş sisteminin dissimmetriyası –Günəş aktivliyi (Volf ədədi)

-0.84 ±0.095

Yerin fırlanma sürətinin anomaliyası – zonal küləklərin impuls momenti kəmiyyəti

-0.87 ±0.087

Volf ədədi - zonal küləklərin impuls momenti kəmiyyəti

-0.43 ±0.263

Yerin fırlanma sürətinin anomaliyası – PYCZ-nın intensivliyi

0.78 ±0.174

Yerin fırlanma sürətinin anomaliyası – 4 ədəd atmosferin hərəkət mərkəzinin uzunluğu

-0.86 ±0.138

Günəş aktivliyi – Atlantik hərəkət mərkəzləri arasındakı təzyiq fərqləri

0.72 ±0.166

Günəş aktivliyi – PYCZ-nın enliyi -0.54 ±0.191 Günəş sisteminin dissimmetriyası - yarımkürədə bloklu günlərin sayı

0.71 ±0.157

Yerin fırlanması sürəti – Honolulu hərəkət mərkəzinin enliyi

-0.78 ±0.174

Bu və ya digər əlaqələrin bir sıra qrafikləri şəkil 53-55-

də verilmişdir. Şəkil 53-dən göründüyü kimi, baxılan xarici amil

parametri ilə sirkulyasiya parametri arsında sıx əlaqə möv-cuddur. Yay fəslində PYCZ-nın intensivliyi (o, qrafikdə tərs kəmiyyətlə – izohipslər arasındakı məsafə ilə ifadə olunub) azalır ki, bu da yayda Yerin fırlanma sürətinin artmasına və sutkanın uzunluğunun azalmasına uyğun gəlir.

244

Şəkil 53. Yerin fırlanma sürətinin meylliyinin (1) və PYCZ-nın

intensivliyinin (2) illik gedişatı.

Şəkil 54-də Günəş sisteminin dissimmetriyasının (dissimetriya dedikdə Günəşlə Yer arasındakı məsafə nəzərdə tutulur), Şimal yarımkürəsində bloklu günlərin sayının anomaliyasının və Günəş aktivliyinin qiymətlərinin çoxillik gedişinin qrafiki verilmişdir. Buradan tam aydın görünür ki, Günəş aktivliyinin maksimal qiymətləri müşahidə olunan illərdə Şimal yarımkürəsində bloklu günlərin illik anomaliyalarının qiymətləri minimum həddədir.

Belə ki, Günəş aktivliyinin maksimum fazasında hava kütlələrinin qərb – şərq axınları intensivləşir (zonal sirkulyasiya), bu vaxt bloklaşdırma ya tam olmur, ya da antisiklonların yaranma gücü çox azdır və stasionar

245

vəziyyətdə ola bilmirlər.

Şəkil 54. Günəş sisteminin dissimmetriyasının (1), Şimal yarımkürəsində bloklu günlərin sayının anomaliyasının (2) və Günəş aktivliyinin (3) qiymətlərinin çoxillik gedişatı.

Şəkil 55-in də məlumatları göstərir ki, Günəş aktivliyini

xarakterizə edən Volf ədədinin çoxillik gedişi Günəş sisteminin dissimmetriyasının gedişinə tərsdir, belə ki, Günəş aktivliyinin maksimum fazası dissimmetriyanın minimum fazasında müşahidə olunur. Bununla əlaqədar olaraq, 1930-cu illərdə Obolenski qeyd etmişdir ki, Günəşlə Yer arasındakı məsafə minimal həddə çatdıqda atmosferin sərhəddinə istilik axını 6% artır ki, bu da bütün atmosferin temperaturunun 40 artmasına uyğun gəlir.

Bu və digər məlumatlar göstərir ki, bir sıra kosmik-geodinamiki hadisələrin dəyişkənliyinin ilkin səbəbi Günəş sisteminin dissimmetriyasıdır.

246

Şəkil 55. Günəş sisteminin dissimmetriyasının (1), Yerin fırlanma sürətinin meylliyinin (2) və Günəş aktivliyinin (Volf ədədinin) (3) çoxillik gedişatı.

Bu amilin nəzərə alınması həm kosmik-iqlim

mexanizminin fiziki təbiətini daha dərindən başa düşmək, həm də atmosfer sirkulyasiyası parametrlərinin vəziyyətinin, o cümlədən, iqlim tərəddüdlərinin perspektiv proqnozlaşdırılması üçün əsas ola bilər.

247

VIII FƏSIL

ATMOSFERIN ÜMUMI SIRKULYASIYASININ SINOPTIK ÜSULLA TƏDQIQI

§ 52. Sinoptik meteorologiyada istifadə olunan hava xəritələri

Hava haqqında olan meteoroloji müşahidə məlumatları

əsas sinoptik stansiyaların indeksləri təsvir olunan xüsusi coğrafi xəritələrə köçürülür. Bu cür xəritələrdə ərazinin relyefi və hidroqrafiya şəbəkəsi göstərilir. Bu ona görə belə edilir ki, ümumi şəkildə də olsa, ərazinin yerli xüsusiyyətlərinin atmosfer proseslərinə təsirini nəzərə almaq mümkün olsun. Onların miqyası, ölçüləri və tərtib edildiyi kartoqrafik proyeksiyalar müxtəlif olur.

Beləliklə, sinoptik və ya hava xəritələri dedikdə – üzərinə hava haqqında məlumatların rəqəm və şərti işarələrlə yazılmış coğrafi xəritələr başa düşülür. Bu xəritələr müəyyən vaxt kəsiyində baxılan ərazi üzərində hava şəraitini əks etdirirlər.

Hava xəritələrinin aşağıdakı növləri vardır: 1) Yerüstü hava xəritələri; 2) Barik topoqrafiya xəritələri; 3) Aeroloji diaqram.

248

Bunlarla bərabər, aşağıdakı köməkçi hava xəritələri də tərtib olunur: 1) tropopauza xəritələri; 2) küləyin maksimum sürəti xəritələri; 3) termobarik sahənin xəritələri; 4) nizamlanmış şaquli hərəkətlərin xəritələri; 5) aviasiya üçün təhlükəli hava hadisələrinin xəritələri; 6) yüksəkliklərdə külək və temperatur xəritələri; 7) radiolokasiya müşahidələrinin xəritə – sxemləri; 8) meteoroloji peyklərdən alınmış buludluluq xəritələri.

Yerüstü hava xəritələri (YHX). Müəyyən bir ərazidə konkret zaman kəsiyində faktiki hava durumunu əks etdirən meteoroloji xəritələrə yerüstü hava xəritələri deyilir. YHX- lər iki növ olur:

1) sinoptik hava xəritələri (SHX); 2) işçi hava xəritələri (İHX). Sinoptik hava xəritələri (SHX) orta Qrinviç vaxtı ilə

saat 00, 06, 12 və 18- də olan müşahidə məlumatları əsasında tərtib edilir və miqyası 1 sm – 150 km-dir. Belə xəritələr böyük əraziləri əhatə etdiyindən, atmosferdə bir neçə min kilometr məsafədə baş verən prosesləri təhlil etmək olur.

İşçi hava xəritələri (İHX) Qrinviç və yerli vaxtı göstərməklə hər üç saatdan bir (00, 03, 06, 09, 12, 15, 18 və 21 saatları) tərtib olunur. Bu xəritələrin miqyası 1sm- 50 və ya 25 km- dir. Belə xəritələr daha kiçik əraziləri əhatə edirlər və əsasən aviasiya nəqliyyatının meteoroloji

249

təminatında bir neçə saatlıq proqnozun dəqiqləşdirilməsi üçün hazırlanırlar.

YHX-nin yazılışı, tərtibatı və oxunuşu KH-01 beynəlxalq kodu əsasında aparılır və onun təhlili izoxətlərin keçirilməsi və atmosfer hadisələri zonalarının ayrılması ilə başlayır.

Barik topoqrafiya xəritələri (BTX). Bu xəritələr radiozond məlumatları əsasında tərtib edilir. Müasir zamanda iki növ barik topoqrafiya xəritələri (BTX) istifadə olunur: mütləq topoqrafiya xəritələri (MTX) və nisbi topoqrafiya xəritələri (NTX).

Mütləq topoqrafiya xəritələri. Seçilmiş izobarik səthin mütləq barik topoqrafiya xəritəsi dəniz səviyyəsinə görə bu səthin topoqrafiya xəritəsi adlanır. Dəniz səviy-yəsindən eyni yüksəklikdəki nöqtələri birləşdirən xəttə mütləq topoqrafiyanın izohipsləri deyilir. Beləliklə, izobarik səthin mütləq topoqrafiyasının izohips xəritəsi baxılan zamanda və ərazidə bu səthin relyefini təsvir edir. MTX-lər aşağıdakı izobarik səthlər üçün tərtib olunur: 850; 700; 500; 400; 300; 200; 100; 50; 25 və 10 hPa.

MTX-nin köməyilə həll edilən məsələlər şəkil 56-da sxematik olaraq verilmişdir.

Nisbi topoqrafiya xəritələri (NTX). Seçilmiş izobarik səthin ondan aşağıdakı izobarik səthə görə bu səthin nisbi topoqrafiya xəritəsidir. NTX-ləri barik topoqrafiya xəritələrindən olub, verilmiş mütləq izobarik səthin hün-dürlüyü, ondan aşağıda yerləşən mütləq izobarik səthin

250

hündürlüyündən hesablanır. Praktikada yalnız 5001000NTX hPa

xəritələri tərtib olunur. Onlar 5,0-5,5 km hündürlüyə qədər atmosferdə temperaturun paylanmasını göstərir. MTX və NTX-i birlikdə atmosferin termobarik sahəsini göstərir. Bunlarla bərabər, 500

1000NTX -i hava cəbhələrinin vəziyyətini dəqiqləşdirmək üçün yaxşı əyani vasitədir.

251

Şəkil 56. MTX- nin köməyilə həll edilən məsələlər.

Aeroloji diaqram (AD) – aeroloji müşahidə məlumatları əsasında tərtib edilən xüsusi qrafiklərə deyilir. Bu qrafiklər müxtəlif hündürlüklərdə meteoroloji şəraiti nisbətən tez və əyani şəkildə təhlil etməyə imkan verir.

Sinoptik vəziyyətin proqnozunun verilməsində, faktiki və gözlənilən hava şəraitinin müəyyən edilməsində YHX, MTX və 500

1000NTX və AD-dən geniş istifadə olunur. Yerüstü və barik topoqrafiya xəritələri toplusuna

aerosinoptik materiallar deyilir. Aerosinoptik materialları müqayisə etmək yolu ilə atmosferdə gedən proseslər, hava cəbhələri və barik sistemlərin inkişafı, hava kütlələrinin transformasiyası, hava şəraiti və meteoroloji ünsürlərin dəyişməsinin xarakteri qiymətləndirilir. Müxtəlif sinoptik obyektlərin hərəkət sürəti və istiqaməti, hava şəraitini yaradan bu və ya digər səbəblər müəyyənləşdirilir.

§ 53. Sinoptik təhlilin ümumi prinsipləri

Atmosfer proseslərinin təhlilində sinoptik üsulun tət-

biq edilməsi meteorologiya elminin inkişafında çox mühüm rol oynamışdır. Hava şəraitinin öyrənilməsinin və proqnozunun verilməsinin sinoptik üsulu sinoptik xəritələrin təhlilinə əsaslanmışdır.

Sinoptik təhlilin məqsədi hava xəritələrinin təhlilinə əsasən havanın xarakteristikalarının məkanda paylanması

252

və onların zamana görə dəyişməsi qanunauyğunluqlarını aşkar etməkdən ibarətdir.

Sinoptik təhlilin əsas qaydası – havanın xəritələr üzərinə köçürülmüş xarakteristikalarının müqayisə edilməsidir. Bu vaxt aşağıdakı qaydalardan istifadə olunur:

1) eyni zamanda bir meteoroloji elementin müxtəlif stansiyalarda müşahidə olunmuş qiymətləri müqayisə edilir;

2) müxtəlif meteoroloji elementlərin bir stansiyada və müxtəlif stansiyalarda müşahidə olunmuş eyni zamandakı qiymətləri müqayisə edilir;

3) həm bir, həm də müxtəlif stansiyalarda ardıcıl vaxt intervallarında bir və ya müxtəlif meteoroloji elementin ardıcıl qiymətləri müqayisə edilir.

Sinoptik təhlilin əsas prinsipləri aşağıdakılardır: 1) təhlilin kompleksliyi. Havanın xarakteristikaları

bir-birlərindən ayrılıqda yox, onların qarşılıqlı əlaqələri və qarşılıqlı təsirləri ilə müəyyən edilən kompleks formada təhlil olunurlar;

2) təhlilin üçölçülüyü. Havanın xarakteristikalarına atmosferin bir səviyyəsindən fərqli olaraq müxtəlif səviyyələrində baxılır. Bu vaxt yerüstü hava xəritəsi ilə barik topoqrafiya xəritələri müqayisə edilir;

3) təhlilin tarixi ardıcıllığı. Atmosferdə baş verən proseslər bir çox hallarda daha davamiyyətli olurlar və xəritədən xəritəyə onların izləri qalır. Buna görə də, baxılan hava xəritəsinin təhlili əvvəlki xəritələrin təhlili ilə

253

əlaqələndirilmiş formada aparılır. Sinoptik üsulun havanın təhlilində və proqnozunun

hazırlanmasında müvəffəqiyyətlə tətbiq edilməsi ilk əvvəl onunla şərtləndirilir ki, o coğrafi formaya malik olmaqla, dərin fiziki məna kəsb edir. Hava xəritələrində göstərilən atmosfer prosesləri və hava hadisələri atmosferdə baş verən fiziki proseslərdir. Deməli, onların sinoptik üsulla təhlili fiziki təhlildir.

Hava xəritələrinin təhlili vaxtı ən aydın qanunauyğunluqlar barik sahənin və onunla əlaqəli külək sahəsinin müəyyənləşdirilməsində ortaya çıxır. Bunlarla bərabər, havanın temperaturunun, yağıntı zonalarının və s. paylanmasında da müəyyən qanunauyğunluqlar var.

Mütləq topoqrafiya xəritələrinin fiziki mənasını daha aydın göstərmək üçün, bir sıra izobarik səthlərin şaquli müstəvi ilə kəsişməsi əks olunan qrafikə baxaq (şəkil 57).

Şəkil 57-də asanlıqla görmək olar ki, 2z səviyyəsində təzyiq ən aşağıdır (H işarəsi) və bu səviyyənin yaxınlığında (baxılan halda hPap 700= ) yerləşən constp =

səthi dəniz səviyyəsi üzərində ən aşağıda yerləşir. 2z səviyyəsində təzyiq ən yüksək olan halda isə constp = səthi dəniz səviyyəsi üzərində ən yuxarıda yerləşir. Beləliklə, izobarik səthlərin hündürlüklərinin paylanmasına görə bu səthlərin yaxınlıqlarındakı səviyyədə təzyiqin paylanması barədə fikir yürütmək olar.

254

Şəkil 57. İzobarik səthlərin şaquli müstəvidə vəziyyətləri.

§ 54. Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının struktur elementlərinin qısa təhlili

Yuxarıda qeyd edildiyi kimi, atmosferin ümumi

sirkulyasiyasının ən vacib struktur elementlərinə hava kütlələri, cəbhə zonaları və atmosfer cəbhələri, siklon və antisiklonlar aiddir. Bu obyektləri həm də sinoptik təhlilin obyektləri və ya sinoptik obyektlər adlandırırlar.

Hava kütlələri. Hava xəritələrində nisbətən eynicins meteoroloji şəraitin (temperatur, rütubətlik, buludluğun

255

xarakteristikası, üfüqi görünüş və s.) müşahidə olunduğu rayonları seçmək olar. Üfüqi istiqamətdə xassələri yavaş dəyişən, ölçüləri materik və okeanların ölçülərinə yaxın olan, əsas meteoroloji kəmiyyətlərin eynicins paylandığı və atmosferin ümumi sirkulyasiyasının axınlarından birində yerini dəyişən belə böyük hava həcmi hava kütlələri adlanır.

Hava kütlələrinin yerdəyişməsinin istiqaməti, baxılan rayonda sürtünmə təbəqəsindən yuxarıda müşahidə olunan küləyin, yəni qradiyent küləyinin istiqaməti ilə üst-üstə düşür. Beləliklə, hava kütlələri, az təzyiqli izobarı solda qoyaraq, izobarlara paralel yerini dəyişirlər (şəkil 58).

Şəkil 58. Hava kütlələrinin yerdəyişməsi.

Hava kütlələri üfüqi istiqamətdə min kilometrlərlə

məsafəyə yayılırlar. Onların şaquli hündürlüyü 1-2 km-ə, bəzi hallarda isə tropopauzaya qədər çatır.

Troposferin bu kütlələri ya tam halda atmosferin ümumi sirkulyasiyasının axınları ilə yerini dəyişirlər və yaxud müəyyən bir dövrdə az hərəkətli qala bilirlər. Bu kütlələrdəki hava Yer səthinin təsiri altında tədricən öz xassələrini dəyişir və belə proses hava kütlələrinin trans-

256

formasiyası adlanır. Onun təsiri altında hava kütləsi bir haldan digərinə keçir və yeni keyfiyyət əldə edə bilir.

Hava kütlələrinin aşağıdakı iki əsas təsnifatı var: termodinamiki və coğrafi təsnifat.

Termodinamiki təsnifata görə - bütün hava kütlələri onların vəziyyətindən, rütubət tutumluluğundan və Yer səthinə nisbətən qızma dərəcəsindən asılı olaraq dayanıqlı və dayanıqsız, isti və soyuq hava kütlələrinə bölünürlər.

Konveksiyanın inkişafı üçün şəraitin olub və ya olmamasına görə hava kütlələri dayanıqlı və dayanıqsız hava kütlələrinə bölünürlər.

Konvektiv hərəkətlərin inkişafı üçün şərait olmayan hava kütlələri dayanıqlı hava kütlələri adlanır və tempe-raturun şaquli qradiyentinin kiçik qiymətləri ilə xarakterizə olunurlar. Bu isti hava kütləsidir.

Konvektiv hərəkətlərin inkişafı üçün əlverişli şərait olan hava kütlələri dayanıqsız hava kütlələri adlanır. Bunlar soyuq hava kütlələridir, adətən yüksək rütubətliyə malikdirlər və burada bir qayda olaraq şaquli temperatur qradiyentləri 0.70/100 m-dən böyükdür.

İsti hava kütlələri. Yerətrafı təbəqədə isti hava kütlə-lərində havanın temperaturu Yer səthinin temperaturuna nisbətən daha yüksək olur. Materiklər üzərinə isti hava kütlələrinin daxil olması bir çox hallarda ilin soyuq dövründə müşahidə edilir. Qurunun soyuq səthi üzərində soyuyan isti hava kütlələri tez bir zamanda termodinamiki cəhətdən dayanıqlı olurlar. Göllərin, dənizlərin və

257

okeanların su səthləri üzərində isti hava kütlələri yazda və yayda müşahidə olunurlar.

Soyuq hava kütlələrində havanın temperaturu Yer səthinin temperaturuna nisbətən daha çox azdır. Onun baxı-lan əraziyə gəlməsi soyumaya səbəb olur, özü isə tədricən Yer səthindən yuxarıya qızmağa başlayır. Belə hava kütlələri üçün daimi şaquli temperatur qradiyentləri xarakterikdir. Yayda materiklər üzərinə dənizdən daxil olan hava kütlələri soyuq olurlar. Aşağı təbəqədə qızaraq, o, özünü tezliklə termodinamiki dayanıqsız formada biruzə verir. Qışda, bir qayda olaraq quru üzərindəki bu kütlələr dayanıqlı stratifikasiyaya malik olurlar.

«Soyuq» və «isti» hava kütlələri anlayışları nisbidir. Eyni bir növ hava kütləsi baxılan zaman kəsiyində hansı Yer səthi üzərində yerləşməsindən asılı olaraq ya soyuq, ya da isti ola bilər. Hava kütlələrinə xas olan hava şəraitinin tam xarakteristikası üçün, hava kütləsini həm Yer səthinin temperaturuna, həm də dayanıqlıq dərəcəsinə görə müəyyən etmək lazımdır.

Baxılan rayonlarda özünün əsas xassələrini az dərəcədə dəyişən hava kütlələri neytral adlanır.

Hava kütlələrinin coğrafi təsnifatı. Praktikada bir çox hallarda hava kütlələrinin termodinamiki təsnifatından əlavə, onların coğrafi təsnifatından da istifadə olunur. Bu təsnifat, bu və ya digər hava kütləsinə xas olan hava şəraitini qısa formada ümumiləşdirməyə imkan verir və konkretliyinə görə çox əlverişlidir.

258

Hava kütlələrinin coğrafi təsnifatının əsasını onların formalaşma ocaqlarının (mənbələrinin) müxtəlif zonal yerləşmə prinsipi təşkil edir.

Coğrafi təsnifata görə, aşağıdakı hava kütlələri müəy-yənləşdirilmişdir: arktik (Cənub yarımkürəsində antarktik), mülayim (qütb) (orta coğrafi enliklər üzərində formalaşan), tropik və ekvatorial hava kütlələri. Bunlardan başqa, ekvatorial hava kütləsi istisna olmaqla, yuxarıda sadalananlar, üzərində formalaşdıqları Yer səthinin xüsusiyyətlərindən asılı olaraq ya kontinental, ya da dəniz hava kütlələri ola bilərlər. Hava kütlələrinin coğrafi təsnifatına uyğun olaraq hava xəritələrində aşağıdakıları aşkar etmək olar:

-kontinental arktik hava (KAH); -dəniz arktik hava (DAH); -kontinental mülayim hava (KMH); -dəniz mülayim hava (DMH); -kontinental tropik hava (KTH); -dəniz tropik hava (DTH); -ekvatorial hava (EH). Adətən, hava kütlələrini sinoptik xəritələrdə qeyd

etmək üçün, onların yuxarıda göstərilən qısaldılmış adlarından istifadə olunur (şəkil 59).

259

Şəkil 59. Hava kütlələrinin formalaşması rayonları və onların keçmiş

SSRİ ərazisinə hərəkətlərinin istiqamətləri. Atmosfer cəbhələri müxtəlif xassələrə malik olan iki

hava kütləsi arasında keçid zonalarıdır (şəkil 60). Müxtəlif xassəli hava kütlələri arasındakı sərhəddə

uzunluğu min kilometrlər, eni isə on kilometrlərlə və daha çox ölçülü, buludlu hava, və adətən yağıntılarla və müxtəlif meteoroloji hadisələrlə müşayət olunan ensiz keçid zonası

260

mövcud olur. Bu keçid zonası Yer səthi üzərində cəbhə xətti adlanır və onun enliyi bir neçə on kilometrə çatır.

Şəkil 60. Atmosfer cəbhəsinin sxemi.

Fəzada keçid zonası cəbhə səthi adlanır. Onun qa-

lınlığı aşağı və orta troposferdə bir neçə yüz metrə, yuxarı troposferdə isə – 1-2 km-ə çatır.

Atmosfer cəbhələrini coğrafi əlamətlərinə, onların ölçülərinə, yerdəyişmə xüsusiyyətlərinə, şaquli və üfüqi quruluşlarına və hava şəraitinə görə fərqləndirirlər.

Cəbhələrin təsnifatı onları ayıran müxtəlif xassəli hava kütlələrinə görə həyata keçirilir. Cəbhələr hava kütləsinin əsas coğrafi tiplərini ayırarsa, bu cəbhələr baş cəbhələr adlanır. Hava kütlələrinin coğrafi təsnifatı ilə əlaqədar coğrafi əlamətlərə görə baş cəbhələrə arktik və mülayim hava arasındakı arktik, mülayim və tropik havanı ayıran mülayim (qütb) və tropik və ekvatorial havanı ayıran tropik cəbhələr aiddir. Baş cəbhələrin adları, onların

261

böldükləri iki hava kütləsinin daha soyuğunun adından götürülür:

AH → arktik cəbhə MH → qütb cəbhə (mülayim cəbhə) İH → tropik cəbhə EH Şimal yarımkürəsində üç baş cəbhə mövcuddur. Cənub

yarımkürəsində də bu qədər baş cəbhə vardır, lakin, burada arktik cəbhə əvəzinə antarktik və mülayim havanı ayıran antarktik cəbhə seçilir.

Baş atmosfer cəbhələri hərəkətdə olan cəbhələrdir, onlar hava kütlələri ilə birlikdə yerini dəyişir.

Hava kütlələri kimi atmosfer cəbhələri də sabit qal-mırlar. Onlar müəyyən bir müddətdə fəaldırlar, yaxşı seçilirlər, burada geniş bulud, yağıntı və digər hava hadi-sələri zonaları formalaşır. Sonra onlar daha az fəal olur, dağılır və yoxa çıxırlar. Bəzi hallarda hava xəritəsində üç yox, daha çox baş cəbhə ola bilər. Onlardan bəzilərinin zəif seçilməsinə baxmayaraq, ayrı-ayrı hallarda hava şəraitinə güclü təsir göstərmək imkanına malik olurlar. Belə hallarda

262

onlardan birini köhnə, digərisini isə təzə cəbhə adlandırmaq olar.

Üfüqi və şaquli ölçülərinə görə əsas (hündür), ikinci və üst (yüksək) cəbhələrini fərqləndirirlər. Əsas atmosfer cəbhələrinin böyük üfüqi (bir neçə min kilometr) və şaquli (bir neçə kilometr) ölçüləri var, adətən bütün troposferdə izlənirlər. Onlar öz xassələrinə görə əhəmiyyətli fərqlənən hava kütlələrini ayırırlar. Yerüstü xəritədə əsas cəbhələr zonasında temperatur kontrastları adətən 50 C-dən çoxdurlar.

İkinci cəbhələr – eyni hava kütləsi daxilində tempera-tura görə fərqlənən hava həcmləri arasındakı ayırıcılardır. Temperatur kontrastları adətən bir neçə dərəcə təşkil edirlər. Belə cəbhələrin üfüqi ölçüləri bir neçə yüz kilometrdən çox deyil, şaquli ölçüləri isə – 1-2 km-ə çatır.

Üst (yüksək) cəbhələr troposferdə müəyyən bir hün-dürlükdə yaranırlar. Onlar barik topoqrafiya xəritələrində izlənirlər, amma, yerüstü hava xəritələrində özlərini biruzə vermirlər. Hündür və üst cəbhələr üst atmosferdə yüksək cəbhə zonaları adlanan geniş keçid zonası yaradırlar (şəkil 61).

263

Şəkil 61. Bir (a) və iki (b) atmosfer cəbhəsinin yüksək cəbhə zonası.

Bəzi hallarda aşağıda yaxşı seçilən iki cəbhə atmo-sferin yüksək qatlarında birləşərək bir geniş yüksək cəbhə zonası yaradırlar. Yüksək cəbhə zonaları temperaturun böyük üfüqi qradiyentləri ilə xarakterizə edilirlər. Onlar adətən şırnaq axınları boyu müşahidə olunurlar.

Cəbhələrin hər bir yarımkürədə üç əsas hissəyə bö-lünməsi onların ən ümumi xarakteristikasıdır. Qalan bütün növlərə ayrılma isə onlar haqqında əlavə və daha dəqiq məlumatların əldə edilməsinə imkan yaradır.

Yerdəyişmə xüsusiyyətlərinə, şaquli quruluşuna və hava şəraitinə görə sadə cəbhələri – isti, soyuq və stasionar (az hərəkətli), mürəkkəb cəbhələri və ya okklyuziya cəbhələrini –isti və soyuq cəbhələr kimi fərqləndirirlər.

İsti cəbhə - soyuq hava tərəfə yerini dəyişən cəbhədir. Deməli, soyuq hava kütləsini isti hava kütləsi əvəz edir, temperatur artır və digər meteoroloji kəmiyyətlər dəyişir. Onun hərəkətinin orta sürəti 20-30 km/saata çatır. İsti cəbhədə və onun önündə laylı-yağış (Ns) – yüksək-laylı (As) – lələkli-laylı (Cs) – lələkli (Ci) bulud formaları səciyyəvidir.

264

Soyuq cəbhə soyuq havanın onun qarşısından geriyə çəkilən isti havaya tərəf hərəkəti vaxtı yaranır. Bu halda isti hava kütləsi soyuq hava kütləsi ilə əvəz olunur, temperatur aşağı düşür və digər meteoroloji kəmiyyətlər ciddi dəyişir.

Hərəkət sürətindən asılı olaraq 1-ci və 2-ci növlü soyuq cəbhələri və ikinci soyuq cəbhəni fərqləndirirlər.

1-ci növlü soyuq cəbhə –yavaş hərəkət edən soyuq cəbhədir. Onun hərəkətinin orta sürəti 30-40 km/saatdır.

İkinci növlü soyuq cəbhə -sürətlə yerini dəyişən cəbhədir, onun sürəti 40-60 km/saatdır (bəzi hallarda isə 70-80 km/saata qədər). Bulud və yağıntı zonaları burada nisbətən dardır- bir çox hallarda isə bir neçə on kilometr təşkil edir. Bu dar zonanın birbaşa arxasında 1,5-2,0 km hündürlükdə küləyin şaquli hərəkəti əks istiqamətdə –yuxarıdan aşağıya baş verir ki, bu da buludların dağılmasına və səmanın açılmasına gətirib çıxarır.

İkinci soyuq cəbhə- eyni bir soyuq hava kütləsinin müxtəlif hissələri arasında yerləşir.

Okklyuziya cəbhəsi. İsti və soyuq cəbhə səthləri bir-ləşərək okklyuziya və ya mürəkkəb atmosfer cəbhəsi yaradır.

Okklyuziya cəbhələri həm soyuq, həm də isti cəbhənin xüsusiyyətlərini özündə birləşdirir. Cəbhə arxası hava kütləsi cəbhə önündəki hava kütləsindən soyuq olduqda soyuq okklyuziya cəbhəsi adi soyuq cəbhəyə, cəbhə arxası hava kütləsi cəbhə önündəkindən daha isti olduqda isə isti okklyuziya cəbhəsi adi isti cəbhəyə bənzəyir.

265

Stasionar cəbhələr – yavaş hərəkət edən və ya hərə-kətdə olmayan cəbhələrdir və onların orta sürəti 5-10 km/saat təşkil edir. Bu cəbhələr siklon və antisiklonların periferiyalarında yerləşirlər. Bu vaxt hava kütlələri atmo-sfer xətlərinə paralel hərəkət edirlər. Yer səthi üzərində sürtünmə hesabına hava kütlələrinin cəbhə xəttinə az sıxlaşması müşahidə olunur ki, bu da isti havanın soyuq hava üzərinə axmasına gətirib çıxarır. Hava kütlələrinin yığılması, isti havanın yuxarı qalxması və deməli, buludların yaranması sürtünmə qatının hündürlüyünə qədər baş verir. Buradan yuxarıda sürtünmə qüvvəsi yoxdur, külək cəbhəyə paralel əsir, buludlar əmələ gəlir.

266

Siklonlar – hava xəritələrində qapalı izobarlarla işarələnmiş barik sistemdir, burada havanın təzyiqi mər-kəzdən periferiyaya doğru artır, hava sirkulyasiyası isə saat əqrəbinin əksinədir. Siklonun mərkəzində alçaq təzyiq müşahidə olunur. Yerüstü təbəqədə siklon zonasında hava onun mərkəzinə meyllənərək saat əqrəbinə əks istiqamətdə fırlanma hərəkəti edir (şəkil 62).

Şəkil 62. Siklon və antisiklonlarda küləyin istiqamətlərinin sxemi.

Bunun nəticəsində siklonlarda hava axınlarının yığılması və hava kütlələrinin periferiyadan mərkəzə axması müşahidə olunur. Siklonda havanın nizamlı yüksələn hərəkəti onun genişlənməsinə və soyumasına gətirib çıxarır ki, bu da havanın su buxarı ilə doyması vəziyyətini, buludluluğun və yağıntıların yaranmasını gücləndirir.

Siklonlar saat əqrəbinə əks istiqamətdə hava sirkul-

267

yasiyası olan nəhəng burulğandır, onların ölçüləri diametrə görə bir neçə yüzdən bir neçə min kilometrə qədər tərəddüd edirlər. Siklonun sirkulyasiya sisteminə nəhəng kinetik enerji ehtiyatları olan çox böyük hava kütlələri cəlb olunurlar. Buna görə, siklonlar ancaq o hallarda yarana bilərlər ki, atmosferdə lazımi enerji ehtiyatları olsun və toplanmış potensial enerjinin kinetikə keçməsinin mümkün ola biləcəyi şərait yaransın. Atmosferdə belə şərait yüksək cəbhə zonaları altında, xüsusilə də temperaturun və təzyiqin böyük təzadları müşahidə olunan sahələrdə yaranır. Siklonlar alçaq (3 km-ə qədər), orta (5 km-ə qədər) və yüksək (5 km-dən çox) barik əmələgəlmələr ola bilərlər. Siklonların inkişafında dörd mərhələ vardır. Müəyyənlik üçün, burada ancaq Şimal yarımkürəsində yaranan siklonların inkişaf mərhələləri göstərilir:

1) siklonun 1-ci və ya başlanğıc mərhələsi – dalğa mərhələsi;

2) cavan siklon mərhələsi; 3) siklonun maksimal inkişaf mərhələsi; 4) siklonun mövcudluğunun son mərhələsi – siklonun

dolması (dağılması); Hava kütlələrinin və atmosfer cəbhələrinin yerlərindən,

həm də hava və uçuş şəraitinə görə, siklon sahəsini dörd hissəyə – mərkəzi, ön, arxa və isti sektora bölmək olar.

Bunlarla bərabər siklonlar seriyası da yaranır və cəbhə boyu bir-birinin ardınca hərəkət edirlər.

268

Antisiklonlar –hava xəritələrində qapalı izobarlarla işarələnmiş barik sistemdirlər, onların mərkəzlərində yük-sək təzyiq mövcuddur və periferiyaya doğru azalır, havanın sirkulyasiyası saat əqrəbi istiqamətindədir (bax şəkil 62).

Antisiklonların yaranması və inkişafı siklonların inkişafı ilə sıx bağlıdır. Bunlar cəbhə zonasında baş verən vahid proseslərdir. Belə ki, hava kütləsi çatışmayan hər hansı bir rayonda siklon, izafi (artıq) hava kütləsi olan digər rayonda antisiklon yaranır. Siklon kimi, antisiklonlar da öz inkişafında bir sıra mərhələlərdən keçir. Bunlara alçaq soyuq hərəkətli antisiklon, yüksək antisiklon və dağılan antisiklonlar aiddirlər.

Hava şəraitinə görə antisiklonu üç hissəyə - mərkəzi, ön və arxa hissələrə bölünür.

Siklon və antisiklonlarla bərabər, onların arasında yaranan digər barik sahələr də mövcuddur. Bunlara çökək, yal və yəhər aiddir.

Şəkil 63-də yerüstü hava xəritəsində barik formaların relyefi göstərilmişdir.

269

Şəkil 63. Yerüstü hava xəritəsində barik formaların relyefi. 1-siklonlar; 2 –ikinci siklonlar; 3- çökəklik (- - - çökəkliyin oxu); 5-

yüksək təzyiq nüvəsi; 6-yal (..... yalın oxu); 7-yəhər; 8-alçaq təzyiq zolağı; 9-yüksək təzyiq zolağı; 10- dağılmış barik sahə.

Analoji yüksəklik formaları həm də mütləq topoqrafiya

xəritələrində əks olunurlar. Ümumiyyətlə isə, barik sistemlərin təkamülü aşağıdakı

qanunauyğunluğa görə baş verir: əgər siklonun mərkəzində (çökəkdə) təzyiq düşürsə, yəni barik tendensiya mənfidirsə, onda siklon (çökək) dərinləşir və bu barik sistemlərdə hava pisləşir; əgər siklonun mərkəzində (çökəkdə) təzyiq artırsa, yəni barik tendensiya müsbətdirsə, onda siklon (çökək) dolur (dağılır) və bu barik sistemlərdə hava yaxşılaşır; əgər antisiklonun mərkəzində (yalda) təzyiq artırsa, onda antisiklon (yal) güclənir (inkişaf edir) və bu barik

270

sistemlərdə yaxşı hava uzun müddət davam edəcək; əgər antisiklonun mərkəzində (çökəkdə) təzyiq düşürsə, onda antisiklon (yal) dağılır və bu barik sistemlərdə hava pisləşir.

§ 55. Sinoptik vəziyyətin proqnozunun tərtibinin

əsas mərhələləri Sinoptik obyektlərin gələcək vəziyyətlərinin, onları

təşkil edən elementlərin zaman və məkan daxilində dəyişməsinin əvvəlcədən verilməsinə sinoptik vəziyyətin proqnozu deyilir.

Sinoptik obyektlərin proqnozunu, sinoptik vəziyyətin təhlili və atmosferdə gedən prosesləri hava xəritələrinin köməyi ilə dəqiq öyrənməklə vermək olar.

Hava proqnozlarının ən əhəmiyyətli elementlərindən biri sinoptik obyektlərin hərəkət sürəti və istiqamətinin müəyyən edilməsidir.

Siklonlar, antisiklonlar və atmosfer cəbhələri daima hərəkətdədir. Bu hərəkətlər atmosferin ümumi sirkulyasi-yasından asılı olaraq yavaş və ya sürətli ola bilərlər. Bununla yanaşı olaraq, onların sürəti və hərəkət istiqa-mətləri daimi və sabit olmurlar. Onlara yerli və başqa amillərlə yanaşı, bir çox başqa amillər də təsir edir.

Barik sistemlərin sürəti və istiqamətinin tapılmasında sinoptik meteorologiyada bir çox başqa üsullarla bərabər, küləklərin aparıcı axın üsulundan da geniş istifadə olunur.

271

Bu üsulun məğzi, hər bir sinoptik obyektin ayrıca götürülmüş bir hissəsində hərəkətin sürət və istiqamətinin tapılmasından ibarətdir.

Bununla yanaşı, ekstrapolyasiya üsulu da geniş yayıl-mışdır. Hava cəbhələrinin və barik sistemlərin hərəkətinin tapılması üçün empirik yolla hesablanmış üsul və qaydalar da mövcuddur. Onlar aşağıdakılardır:

1) Siklon öz isti sektorunu və isti hava kütləsini sağda qoyaraq izobar boyunca hərəkət edir. Bu istiqamət yüksəkliklərdəki küləyin aparıcı axınının istiqamətinə uyğun gəlir. Eyni zamanda göstərmək lazımdır ki, isti sektorun üzərindəki yüksəkliklərdə küləyin istiqaməti buradakı izobarlara paralel olur.

2) Siklon mərkəzinin hərəkət istiqaməti, təzyiqin ən çox düşməsi istiqamətinə doğru olub, arxada təzyiqin qalxması ilə qabaqda təzyiqin enməsini birləşdirən xəttə paralel şəkildə irəliləyir.

3) İki siklonun əhatəsində başqa bir qapalı izobar mövcuddursa, onda bu siklonlar həmin siklonu da saat əqrəbinin əksi istiqamətində hərəkət etdirəcəklər.

4) Təzyiq çökəkliyi siklonla birlikdə onun mərkəzinin ətrafında saat əqrəbinin əksi istiqamətində hərəkət edir.

5) Antisiklonun hərəkət istiqaməti isə təzyiqin artma mərkəzi istiqamətində olub, qabaqdakı artma mərkəzi ilə arxadakı təzyiqin düşmə mərkəzini birləşdirən xəttə paralel istiqamətdə olur.

272

6) Antisiklondakı izobarların quruluşunun ellips şəkilli olması, onun oxunun istiqaməti qarşısında təzyiqin artma istiqamətini göstərir və bu istiqamətdə hərəkət edəcəyindən xəbər verir.

7) Yerüstü barik sistemlərin hərəkət istiqaməti MTX-700 hPa xəritələrindəki hava axınlarının istiqamətində olur. Yəni, yerüstü barik sistemin MTX- 700 hPa xəritəsindəki üfüqi proyeksiyası izohipslər boyunca hərəkət edirlər.

8) Adətən 30 hPa-lıq səthdən yuxarı olan barik səthlər stasionar və ya çox zəif hərəkətli olurlar.

9) Yüksəklik üzrə barik sistemlər zəifləyirsə və onun mərkəzi oxu az maillidirsə, bir o qədər də sistemin hərəkəti zəif olur.

10) Barik sistemdəki təzyiqin müsbət və mənfi tendensiyalarının yaxşı inkişaf etmiş mərkəzləri sistemin böyük sürətindən xəbər verir.

11) Atmosfer cəbhələri siklon çökəkliyi ilə birlikdə hərəkət edir.

12) Hava cəbhələrindəki təzyiq çökəkliyində kiçik hava burulğanlarının yaranması onun sürətini ləngidərək zəiflədir.

Sinoptik vəziyyəti proqnozlaşdırmağın vacib element-lərindən biri də barik sistemin inkişafının perspektividir. Sinoptik obyektləri xarakterizə etmək üçün, yəni, siklonların, antisiklonların və hava cəbhələrinin yaran-masını, inkişafını və dağılma mərhələsini bilmək üçün,

273

təcrübələrdən çıxmış və aşağıda göstərilən empirik qay-dalardan istifadə olunur:

1) Siklon mərkəzinin yaxınlığında və onun isti sek-torunda barik tendensiyanın mənfi qiymətlərinin olması siklonun dərinləşməsindən və hava cəbhəsinin kəskin-ləşməsindən xəbər verir. Bu zonalarda buludluğun qalınlığı artır və yağış zonaları genişlənir.

2) Siklon mərkəzində atmosfer təzyiqinin artması onun dağılacağından xəbər verir.

3) Siklonun dağılmasını və ya onun dərinləşməsini MTX- 700 hPa və MTX- 500 hPa xəritələrində hava axınlarının ayrılması və yığılması ilə də müəyyənləşdirmək olur. Siklonun əvvəlində hava axınları MTX-700 hPa və MTX-500 hPa xəritələrinin proyeksiyasında yığılırsa, siklon dağılır.

4) Əgər MTX-700 hPa və MTX-500 hPa xəritələrində antisiklon və təzyiq yalının qarşısında hava axınları yığılırsa, demək antisiklon güclənir. Yox, əgər hava axınları dağılırsa, antisiklon da zəifləyib dağılır.

5) Dağılmaqda olan siklonun qarşısına hava cəbhəsi çıxırsa, siklon yenidən dərinləşər və yeni hava cəbhəsi kəskinləşərək güclənər.

6) Atmosfer cəbhələri isti və soyuq hava kütlələrinin adveksiyası ilə kəskinləşir. Adveksiyanın zəifləməsi və hava kütlələri arasındakı temperatur fərqinin azalması atmosfer cəbhələrinin dağılmasına səbəb olur.

274

§ 56. Siklon və antisiklonların inkişafının və

yerdəyişmələrinin nəzəriyyələri Sinoptik meteorologiyanın inkişafının ilk dövrlərindən

siklon və antisiklonların əmələ gəlməsinin müxtəlif nəzəriyyələri təklif olunmuşdur. İlk dövrlərdə bunlardan ən əsasları konvektiv, mexaniki və burulğan nəzəriyyələri olmuşdur.

Atmosfer cəbhələrinin təhlili prinsipləri operativ praktikada istifadə olunmağa başlandıqdan sonra dalğa nəzəriyyəsi, siklon və antisiklonların inkişafının yüksək cəbhə zonaları ilə əlaqələri müəyyənləşdirildikdən sonra isə -divergent və advektiv- dinamiki nəzəriyyələr də işlən-mişdir.

Hidrodinamika və termodinamika tənliklərinin həllinə əsaslanan havanın proqnozunun ədədi üsullarının inkişafı isə siklon və antisiklonların əmələ gəlməsi və inkişafı da daxil olmaqla təzyiq və külək sahələrinin hidrodinamiki nəzəriyyəsinin yarandığını göstərir.

Siklon və antisiklonların əmələ gəlməsi və inkişafının tədqiqi istiqamətində əldə olunmuş nailiyyətlərə baxmayaraq, hələ də ümumi qəbul edilmiş və tamamlanmış nəzəriyyə mövcud deyil.

Bu məsələdə ən çatışmayan cəhət, meteoroloji element sahələrinin başlanğıc vəziyyətinə görə müəyyən rayon üzərində yeni siklon və antisiklonların yaranmasını

275

əvvəlcədən tapmağa, müəyyən etməyə imkan verən dəqiq kəmiyyət meyarlarının olmamasıdır. Belə meyarların axtarılması atmosferdə müxtəlif növ enerji ehtiyatlarının və onların yeni siklon və antisiklonun inkişafı ilə əlaqədar kinetik enerjiyə keçməsi imkanlarının qiymətləndirilməsi istiqamətində aparılır.

Həqiqətən də, hər bir siklon və antisiklon həddən ziyadə çox kinetik enerji ehtiyatına malik olan sirkulyasiya sistemindən ibarətdir. Məsələn, aşağı 5 km-lik təbəqədə yerləşən, diametri 1000 km və küləyin orta sürəti 10 m/san olan siklonun mövcudluğu vaxtı buradakı kinetik enerji ehtiyatı təxminən 2•1017 Coula bərabərdir. Əgər hər bir siklon və antisiklonnun mövcudluğunun davamiyyətinin bir neçə sutka olunduğu nəzərə alınsa, onda bu sirkulyasiya sistemlərinin energetik gücü daha da qabarıq görünər. Beləliklə, siklon və antisiklonların əmələ gəlməsi problemləri ilə atmosfer energetikası məsələləri arasındakı əlaqələr tam aydın görünür.

Konvektiv nəzəriyyə. Bu nəzəriyyə XIX əsrin 70-ci illərindən geniş yayılmağa başlamışdır. O, ən çox ABŞ alimi Ferrel və Norveç tədqiqatçısı Monun adı ilə bağlı olsa da, o dövrlərdə meteoroloq –tədqiqatçıların hamısında siklonların yaranması haqqında təsəvvürlər oxşar idi.

Belə hesab olunurdu ki, siklonun əmələ gəlməsi üçün Yer səthinin nisbətən az qızması və havanın yüksələn hərəkətinin yaranması kifayətdir. Sonra isə, yüksələn hərəkətlər və Yer səthi üzərində havanın aşağı təzyiqi

276

bulud və yağıntıların əmələ gəlməsi nəticəsində buxar əmələgəlmə istiliyinin ayrılması ilə dəstəklənir. Mona görə siklonun quruluş modeli şəkil 64-də verilmişdir.

Siklonun hərəkəti su buxarının böyük kondensasiyası və onun ön hissəsində təzyiqin azalması ilə izah edilirdi. Bu vaxt, siklonun yerdəyişməsinə burulğanın sadə yerdəyişməsi kimi yox, aşağı təzyiq zonasının yerdəyişməsi kimi baxılırdı. Mon bu prosesi su hissəciklərinin üfüqi istiqamətdə yerdəyşiməsi ilə yox, rəqsvari hərəkətlərin yayılması ilə şərtləndirilən dəniz dalğalarının yerdəyişməsi ilə müqayisə etmişdi.

Konvektiv nəzəriyyə ilin soyuq fəslində ən dərin siklonların əmələ gəlməsini və onların trayektoriyalarının çoxformalılığını izah edə bilmirdi. Siklonlardakı yüksələn hava hərəkətlərinə nizamlanmış termik konveksiyanın nəticəsi kimi baxılırdı və küləyin sürəti bir neçə m/san qəbul edilirdi.

Bu nəzəriyyəyə görə, siklonlar orta hesabla antisiklon-lardan isti olmalıdır. Lakin, dağlarda aparılan müşahidələr, sonralar isə aeroloji müşahidələr tam əks nəticələrin olmasını göstərdiyi üçün, konvektiv nəzəriyyəyə güclü zərbə vuruldu.

277

Şəkil 64. Mona görə siklonun quruluşu.

Beləliklə, siklon və antisiklonların inkişaf mərhələləri

barədə aydın təsəvvürün olmaması və digər çatışmazlıqlar bu nəzəriyyənin tezliklə yaddan çıxmasına səbəb olmuşdu.

Qeyd etmək olar ki, bu nəzəriyyə yerli (termik) siklon və antisiklonların izahının verilməsində az da olsa istifadə edilə bilər.

278

Mexaniki nəzəriyyə. Siklon və antisiklonların yerdəyişməsinin mexaniki nəzəriyyəsi termik nəzəriyyə ilə birlikdə 1882-ci ildə P.İ.Brounov tərəfindən təklif olun-muşdur. O, hesab etmişdi ki, yüksələn hərəkətlər tək Yer səthinin isinmiş hissələri üzərində yox, temperaturun böyük üfüqi qradiyentləri və istilik adveksiyası olan hər yerdə əmələ gələ bilərlər. Bu nəzəriyyəyə görə, yüksələn hava atmosferin ümumi sirkulyasiyası sistemində əsas axınla hər hansı bir tərəfə çəkilir və üfüqi istiqamətdə axır. Nəticədə, havanın yüksələn hərəkəti zonasında kütlə çatışmazlığı yaranır və təzyiq aşağı düşür. Təzyiq aşağı düşən yerə hər tərfədən külək axmağa başlayır və Koriolis qüvvəsinin təsiri nəticəsində siklonik burulğan yaranır.

P.İ.Brounov siklon və antisiklonların yerdəyişməsini istiliyin adveksiyası zonasında təzyiqin düşməsi, soyuğun adveksiyası zonasında isə təzyiqin artması ilə izah etmişdir. Brounov qaydası geniş istifadə olunurdu. Bu qaydaya görə, siklon, onun mərkəzindən keçən izoterm istiqamətində yerini dəyişir və təxminən 300 bucaq altında sola meyl edir. Bu qayda siklon və antisiklonların trayektoriyalarının çoxformalılığını izah edirdi.

Antisiklonların yaranması soyuğun adveksiyası və hava kütləsinin sonrakı soyuması ilə əlaqələndirilirdi.

Bunlarla bərabər, irimiqyaslı proseslərdə şaquli hərə-kətlər və sürətin şaquli tərkib hissəsinin kəmiyyəti barədə P.İ.Brounovun aydın təsəvvürləri yox idi. O, həm də hesab

279

edirdi ki, siklonun yüksəklik mərkəzi daha böyük sürətlə hərəkət edərək yerətrafı mərkəzi qabaqlayır.

Burulğan nəzəriyyəsi. Siklon və antisiklonların burulğan nəzəriyyəsinin bir neçə müxtəlif növü vardır. Bu nəzəriyyəyə görə, atmosferdə iki hava axınının sərhəddində həmişə irimiqyaslı burulğanların yaranması tendensiyası mövcuddur. Lakin, siklonik burulğanların inkişafı ancaq müəyyən əlverişli şəraitdə başlaya bilər. Bu şəraiti isə temperaturun böyük üfüqi qradiyentləri, böyük rütubətliyi və hava kütlələrinin dayanıqsızlığı yarada bilər.

Böyük temperatur qradiyentləri zonasında termodinamik solenoidlərin konsentrasiyası sirkulyasiya hərəkətini dəstəkləyir və sirkulyasiya teoreminə görə, burulğan hərəkətinin bir istiqamətində yüksələn hərəkəti, digərində isə – enən hərəkəti təmin edir.

Siklonun mərkəzindən istiliyin çıxarılması isə mərkəzəqaçma qüvvəsinin hərəkəti və yüksəklik axınların təsiri ilə izah olunurdu.

Burulğan nəzəriyyəsində praktiki olaraq aksioma kimi qəbul edilirdi ki, yaranmasının əvvəlindən siklonik və ya antisiklonik burulğanın şaquli yüksəklik oxu vardır və bundan sonra, tam bir vahid kimi yerini dəyişir.

O dövrdə atmosfer cəbhələri hava xəritələrində müəyyənləşdirilmədiyi üçün, onlar burulğan nəzəriyyəsində açıq halda nəzərə alınmırdılar.

Dalğa nəzəriyyəsi. 1918-1922-ci illərdə Norveç mete-oroloqları tərəfindən hava xəritələri üzərində atmosfer

280

cəbhələri aşkar edildikdən və cəbhəvi siklonların inkişaf mərhələləri müəyyənləşdirildikdən sonra, siklonların yaranmasının dalğa nəzəriyyəsi işlənmişdir.

Atmosferdə müxtəlif miqyaslı dalğa hərəkətlərini yaradan daimi amillər mövcuddur. Bu amillər bir çox hallarda birgə təsir göstərirlər. Bu vaxt onlardan biri dayanıqlı dalğaların, yəni vaxta görə amplitudası dəyişməyən və ya da azalan dalğaların yaranmasına, digəriləri isə –amplitudası artan dayanıqsız dalğaların yaranmasına səbəb olurlar. Sonuncu dalğa növləri müəyyən bir böhran qiyməti keçəndən sonra burulğan və ya siklonik (antisiklonik) hərəkətə çevrilirlər.

Dayanıqlı dalğalara, daşı sakit suya atarkən yaranan qravitasiya dalğalarını aid etmək olar. Bu halda rəqsvari proses ağırlıq qüvvəsinin təsiri altında davam edir. Dayanıqsız dalğalara isə külək vaxtı suyun üzərində yaranan qravitasiya –sürüşmə dalğaları aiddir.

Küləyin kiçik sürəti olan halda dalğalar qravitasiya amilinin təsirinə dayanıqlı qalırlar, böyük külək sürətlərində isə hissəciklərin amplitudasının tərəddüdü o qədər böyüyür ki, dalğaların yalında burulğan yaranır. Belə dalğalar atmosferdə iki hava təbəqəsi arasında külək sürüşməsi vaxtı yarana bilərlər.

Atmosferdə həm də Koriolis qüvvəsi kimi inersion qüvvələrin təsiri nəticəsində inersion dalğalar da yaranır ki,bunlar da dayanıqlı dalğalar hesab olunurlar. Şəkil 65-də

281

atmosferdə dalğa əmələgəlmə amillərinin sxemi verilmişdir.

Şəkil 65. Atmosferdə dalğaəmələgəlmə amilləri.

Bu şəkildə bir ox boyu dalğaların uzunluqları, digəri

boyu isə – sürüşmə (dayanıqsız dalğaların mənfi hissələrində), ağırlıq və inersion (dayanıqlı dalğaların müsbət hissələrində) kimi dalğa əmələgəlmə amillərinin şərti kəmiyyətləri göstərilmişdir.

Cəbhəvi dalğa ancaq dalğaların müəyyən uzunluqlarında (≈800-2800 km intervalında) siklonun inkişafı mərhələsinə keçə bilər.

Dalğa nəzəriyyəsinə görə, siklon yaranarkən, rəqsvari hərəkətdə bütün cəbhə müstəvisi iştirak edir və deməli, cəbhə müstəvisi boyu bütün səviyyələrdə siklonların əmələ

282

gəlməsi eyni zamanda baş verməlidir. Bu isə sinoptik təcrübəyə ziddir.

Dalğa nəzəriyyəsi özünün tamlığı ilə fərqlənmir, belə ki, o siklogenezin bütün hallarını izah edə bilmir.

Divergent nəzəriyyəsi. 1932-ci ildə V.M.Mixels tərəfindən orta troposferdəki siklonun (antisiklonun) təkamülü və onun üzərində küləyin ayrılması (yığılması) arasında empirik əlaqə müəyyənləşdirilmişdir. Sonralar bu qanunauyğunluq Mixels prinsipi adlandırılmışdır. Bu prinsipə görə, siklon və antisiklonların mərkəzləri üzərində hava axınları ayrılarkən siklon dərinləşir, antisiklon isə zəifləyir, yığılan hava axınlarında isə – siklon dağılmağa başlayır, antisiklon isə güclənir.

1934-cü ildən başlayaraq bir neçə il ərzində almaniyalı alim Şerxaq diverqent nəzəriyyəsini inkişaf etdirmişdir. Bu nəzəriyyəyə görə, yüksək cəbhə zonalarının deltası altında ancaq təzyiqin aşağı düşməsi və siklogenez, bu zonanın girişi altında isə -təzyiqin artması və antisiklogenez baş verə bilər. Lakin, sonrakı tədqiqatlar göstərmişdir ki, belə proseslər ancaq 60-70% hallarda inkişaf edirlər.

Advektiv-dinamiki nəzəriyyə. 1939-cu ildən sonra başlayan bir sıra tədqiqatlarda təzyiqin lokal dəyişmələrinə, onun advektiv və dinamiki dəyişmələrinin nəticəsi kimi baxılırdı. Bu vaxt, advektiv dəyişmələrə temperaturun geostrofik adveksiyasının təsiri nəticəsində olan dəyişmələr, dinamik dəyişmələrə isə –atmosfer hərəkətlərinin qeyri-stasionarlığı ilə şərtləndirilən təzyiq

283

dəyişmələri aid edilmişdi. Advektiv-dinamik təhlil adlanan bu üsulda advektiv və dinamiki amillərin qarşılıqlı əlaqələrinə baxılmışdır. Belə ki, temperaturun adveksiyası təzyiqin dəyişməsinə səbəb olur, təzyiqin dinamiki dəyişməsi isə öz növbəsində adveksiya bucaqlarının dəyişməsini şərtləndirir. Advektiv amil barik və temperatur sahələrinin yerdəyişməsini müəyyən etdiyi halda, bu vaxt dinamiki amil siklon və antisiklonların yaranmasını və təkamülünü müəyyən edir.

Dalğa nəzəriyyəsindən fərqli olaraq, bu nəzəriyyənin meyarı lazımi səviyyədə ümumidir. Belə ki, o, siklon və antisiklonların digər inkişaf mərhələlərinə də aiddir. Bununla bərabər, bu nəzəriyyənin də çatışmazlıqları var. O, siklo – və antisiklogenezin digər amillərini nəzərə almır.

Siklonun əmələ gəlməsinin izahını verən dalğa və avektiv-dinamiki nəzəriyyələrin bir-biri ilə müqayisə edilməsi həm də metodiki cəhətdən maraqlıdır.

Dalğa nəzəriyyəsinə görə siklonun yaranması aşağıdakı sxemə görə baş verir: cəbhənin olması (baroklinlik) – cəbhədə dalğaların əmələ gəlməsi – atmosfer hərəkətlərinin stasionarlığının pozulması – təzyiqin düşməsi və isti sektorun zirvəsində siklonun əmələ gəlməsi.

Advektiv-dinamik nəzəriyyəyə görə, siklonun yaranması aşağıdakı sxemə görə baş verir: yüksək cəbhə zonalarında baroklinliyin olması – hərəkətlərin stasionarlığının pozulması – təzyiqin düşməsi və siklonik

284

sirkulyasiyanın yaranması – siklonik sirkulyasiyanın təsiri altında cəbhənin dalğavari əyilməsi.

Siklo – və antisiklonogezin hidrodinamiki nəzəriyyəsi havanın ədədi proqnozlarının hazırlanmasının əsasını təşkil edir.

§ 57. Sinoptik proseslərin çoxillik dəyişmələri

Atmosferin ümumi sirkulyasiyası və onun inkişafı böyük miqdarda qarşılıqlı təsirdə olan amillərlə tapılır. Onların arasında daimi fəaliyyətdə olan uzun- və qısamüddətli əlaqələr mövcuddur. Daimi və uzunmüddətli fəaliyyət göstərən amillərin birgə təsiri nəticəsində ümumi sirkulyasiyanın cizgiləri yaranır və onların xarakteristikaları müxtəlif meteoroloji elementlərin orta çoxillik qiymətləri ilə tapılır. Belə üsulla alınan iqlim xəritələri əksər illərdə təkrarlanan atmosfer sirkulyasiyasının ən iri və davamiyyətli xüsusiyyətlərini aşkar etməyə imkan verir.

Yer atmosferinin fəaliyyəti öyrənilərkən orta çoxillik məlumatlarla kifayətlənmək olmaz. Atmosfer prosesləri ardıcıl olaraq dəyişirlər və bir çox hallarda ayrı-ayrı günlərdə, aylarda, fəsillərdə və hətta illərdə orta çoxillik xəritələrdən yüksək dərəcədə fərqlənə bilərlər.

Makroproseslərin dəyişkənliyi barədə fikir yürütmək üçün ilk əvvəl həm Yerin yarımkürələrində, həm də onların ayrı-ayrı rayonlarında makrosinoptik proseslərin müxtəlif növlərinin təkrarlanmasının dəyişməsini bilmək lazımdır. Atmosfer proseslərinin dəyişkənliyi həm də barik

285

zonalarının (siklon və antisiklonların) bir-birini əvəz etməsi tezliyi ilə xarakterizə oluna bilər.

Əsas hava daşınmalarının istiqaməti və sürəti. Atmosfer axınlarının xarakteristikaları. Yer kürəsində hava axınlarının intensivliyi çox sərt formada təzyiqin, tem-peraturun və siklonik fəaliyyətin paylanması ilə əlaqəlidir və Yer səthi üzərində küləyin paylanmasında müəyyən zonallıq mövcuddur.

Müşahidələr göstərmişdir ki, termik ekvatorun yaxın-lığında, həmçinin aşağı təzyiqin ətrafı zonalarında zəif küləklər və hətta tam küləksiz hava üstünlük təşkil edir. Amma, adətən elə bu zonada yerləşən tropik siklonların formalaşması ilə əlaqədar olaraq bəzi hallarda küləyin güclənməsi istisna deyil.

Hər iki yarımkürədə yüksək təzyiqin subtropik qurşağı ilə termik ekvator arasında barik qradiyent ekvatora doğru istiqamətlənib. Ona görə də, burada şərq küləkləri üstünlük təşkil edir.

Subtropik qurşaq (hər iki yarımkürədə 30-350) zonaları üçün küləksiz hava xarakterikdir. Mülayim enliklər zonasında barik qradiyent subtropiklərdən qütblərə istiqamətlənmişdir. Ona görə də, burada qərb yarımkürəsi küləkləri üstünlük təşkil edir. Qütb zonalarındakı havada barik qradiyent daha yaxın enliklərə istiqamətlənib, şərq yarmkürəsi küləkləri yenidən üstünlük təşkil edir.

Qışdan yaya keçdikcə, termik ekvatorun və yüksək təzyiqin subtropik qurşağın şimalına doğru yerdəyişməsi

286

baş verir. Bununla əlaqədar eyni istiqamətdə passat zonası da

yerini dəyişir. Materiklər üzərində və onların yaxınlığında passatlar başqa axın sistemləri ilə, yəni mussonlarla pozulurlar.

Mülayim enliklər zonasında küləyin adi zonal pay-lanmadan böyük kənaraçıxması da mövcuddur. Onlar həm materiklərin təsiri, həm də tez-tez yerini dəyişən siklon və antisiklonların mövcudluğu ilə əlaqəlidir.

Zonal sirkulyasiya. Üfüqi zonal sirkulyasiyanın pay-lanmasının xüsusiyyətləri şəkil 66-da təsvir olunmuşdur.

287

Şəkil 66. Yanvar ayında havanın üfüqi sirkulyasiyasının sxemi.

Konsentrik dairələr-izobarik səthlər, 1- izotaxlar (km/saat), 2- tropopauza, 3- cəbhələr, Z-qərb, V-şərq.

Buradan göründüyü kimi, müxtəlif coğrafi uzunluq-

larda havanın hərəkətinin üfüqi tərkib hissələri böyük fərqlərə malikdir.

Qışda bütün stratosferdə qərb istiqamətli küləklər, yayda isə belə küləklər ancaq 18-20 km-ə qədər üstünlük təşkil edirlər. Bunlardan yuxarıda isə şərq istiqamətli

288

küləklər üstünlük təşkil edir. Qışdan yaya doğru şərq küləkləri zonası (passatlar)

nəzərəçarpacaq dərəcədə genişlənir. Bu vaxt qərb istiqamətli şırnaq axınları daha yüksək enliklərə yerini dəyişir və onların sürəti demək olar ki, iki dəfə azalır.

Meridional sirkulyasiya. Zonal sirkulyasiya sistema-tik olaraq pozulur, nəticədə ancaq müxtəlif amplitudalı və davamiyyətli yal və çökəkliklər əmələ gəlir. Sonuncuların olması müxtəlif istiqamətli və sürətli hava hərəkətlərinin meridional tərkib hissələrinin yaramasına səbəb olur. Hava kütləsi, enerji və hərəkətin miqdarının enliklərarası mübadiləsində onların vacib rolu vardır.

Meridional sirkulyasiyanın fəzaya görə paylanması haqqında təsəvvürə malik olmaq üçün İ.Q.Quterman orta meridional sirkulyasiyanı hər enlik dairəsi boyu meridional hissələrin cəbri cəmi kimi hesablamışdır. Alınan nəticələr şəkil 67-də verilmişdir.

Bu şəkildə yanvar ayı üçün cənub və şimal küləkləri sahələri görünür. Yer səthi üzərindən 500 hPa səviyyəsinə qədər 36-400 ş.e.-yi zonasında 2,2 m/san-yə qədər sürəti olan şimal küləkləri və 5-6 m/san –dən çox olan cənub küləkləri üstünlük təşkil edir. Mülayim enliklərdə (40-650 ş.e) isə şimal istiqamətli meridional tərkib hissələri üstünlük təşkil edir.

289

Şəkil 67. Şimal yarımkürəsi üzərində yanvar ayında havanın orta meridional sirkulyasiyası. 1-izotaxlar (km/saat), 2-Vp=0 - izotaxı, mi-nus işarəsi şimal tərkib hissəsi.

İlin isti dövründə bütün enliklərdə və hündürlüklərdə

meridional sirkulyasiya qışa nisbətən çox zəifdir və küləyin sürəti də 2 dəfə azdır.

§ 58. Makrosinoptik proseslərin

sxematik təsviri xəritələri

Makroprosesləri ümumi şəkildə vermək üçün bir sıra vasitələrdən istifadə olunur. Onlar atmosfer prosesləri üçün vacib olan xüsusiyyətləri xarakterizə etməyə və proseslərin əsas hissələrini aşkar etməyə imkan verir.

Sirkulyasiya və hava rejimləri öyrənilərkən və onların uzunmüddətli proqnozları verilərkən, bir çox hallarda yığma və yığma-kinematik xəritələrdən, müxtəlif me-

290

teoroloji elementlərin beş günlüyə, on günlüyə, aylığa və yaxud fəsilə görə orta qiymətlərinin xəritələrindən və anomaliya xəritələrindən istifadə olunur. Yığma və yığ-ma-kinematik xəritələrin tərtib olunması üsulu B.P.Mul-tanovski tərəfindən təklif olunmuşdur. Belə xəritələri işlə-mək üçün lazımi vaxt intervalında gündəlik sinoptik xəritələrdən siklon və antisiklonların mərkəzləri, həmçinin yal və çökəkliklərin vəziyyətləri baxılan rayonun coğrafi əsasını təşkil edən xəritələrə köçürülərək, xüsusi işarələrlə qeyd olunurlar. Hər bir işarənin yanında baxılan barik sahənin xüsusiyyətinin müşahidə olunduğu tarix göstərilir. Bu vaxt aşağıdakı şərti işarələrdən istifadə olunur (şəkil 68).

Şəkil 68. Makrometeorologiyada istifadə olunan şərti işarələr.

Bu şəkildə: 1-yaxşı inkişaf etmiş siklon, 2 -əsas antisiklonun formalaşdığı kütlədən cəbhə ilə ayrılan və təzə hava kütlələri formalaşdıran yal, 3- əsas antisiklonun hava kütləsi ilə eyni olan hava kütləsini formalaşdıran yal (özək) və ya dağılan antisiklon, 4- yüksək təzyiqin boğazı, 5 -yaxşı inkişaf etmiş siklon, 6-dalğa mərhələsində olan siklon, 7- dolan (dağılan) siklon, 8-çökəklik.

Lazımi əməliyyatlar aparıldıqdan sonra, siklon və çö-kəklik yerləşən rayonları antisiklon və yal yerləşən ra-

291

yonlardan ayırmaq üçün xətt çəkilir. Bu xətt demarkasiya xətti, xəritə isə yığma adlanır (şəkil 69).

Şəkil 69. 31 dekabr 1937-ci ildən 1 yanvar 1938-ci ilə qədər

dövr üçün yığma xəritə. Barik sahənin başqa xüsusiyyətləri nəzərə alınarsa,

əlavə işarələrdən istifadə etmək olar. Yığma xəritə barik sahənin işarəyə görə paylanma xarakteristikasını verir, yəni o, ancaq hansı rayonlarda siklonik fəaliyyətin (havanın siklonik rejiminin), hansılarda isə antisiklonik fəaliyyətin müşahidə olunduğunu göstərir.

Kinematik prosesləri, yəni yığma xəritədə qeyd olunan barik formaların yerdəyişməsini göstərmək üçün bu formaların hərəkətlərinin ardıcıllığını göstərən işarələri

292

xətlərlə birləşdirərək, onların hərəkət trayektoriyasını tapmaq olar. Belə xəritələr yığma-kinematik xəritələr adlanırlar (şəkil 70).

Şəkil 70. 4-8 may 1963-cü il tarixləri üçün yığma-kinematik xəritə.

Bəzi hallarda yığma-kinematik xəritələrdən fərqli

olaraq daha müfəssəl xəritələrin tərtibi tələb olunur. Belə hallarda trayektoriyaların dəstəsi seçilir və barik formaların üstünlük təşkil etdiyi trayektoriyalar haqqında təsəvvür yarada bilən hər bir dəstənin orta xəttini çəkirlər. Belə xəritələr isə xəritə-sxemlər adlanır.

Belə xəritələri həm yerüstü, və həm də hündürlük mə-

293

lumatlarına görə tərtib etmək olar. Yuxarıda baxılan sxem-ləşdirmələrdən başqa, makrometeoroloji tədqiqatlarda və uzunmüddətli hava proqnozu üsullarında ilkin makroproseslərin işlənməsi üçün başqa üsullardan, sxem-ləşdirmədən və təsnifatdan istifadə olunur.

§ 59. Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının

iqlim xarakteristikaları

Baş cəbhə zonalarının vəziyyəti və intensivliyi. Mə-lumdur ki, siklo - və antisiklogenez prosesləri adətən hava kütlələrinin arasındakı cəbhələrlə əlaqədardır. Yer kürəsində ən tez-tez əmələ gələn baş cəbhələri iqlim cəbhələri də adlandırmaq olar.

Baş cəbhələr atmosferin hərəkət mərkəzləri tərəfindən yaradılan deformasiya sahələrində əmələ gəldiyi üçün, iqlim cəbhələrinin yerini tapmaq üçün adətən Yer səthi üzərində və hündürlüklərdə təzyiqin orta çoxillik, küləyin və digər meteoroloji elementlərin paylanma xəritələrindən istifadə olunur. Həmçinin, baxılan rayonun oroqrafik xüsusiyyətləri və onların siklo - və antisiklogenez proseslərinə təsiri nəzərə alınır. Bu məqsədlər üçün müxtəlif hava növlərinin təkrarlanması, siklon və antisiklonların təkrarlanması və trayektoriyası, siklo - və antisiklogenezlərin təkrarlanması xəritələrindən istifadə olunması faydalıdır.

İqlim cəbhələrinin vəziyyətinin ilk tam xəritələri

294

S.P.Xromov tərəfindən tərtib edilmişdir (şəkil 71). Buradan görünür ki, cəbhələr Yer kürəsini fasiləsiz

olaraq əhatə etmirlər, yəni onlar ayrı-ayrı hissələrdən ibarətdirlər.

Cəbhə xətlərinin qırıldığı rayonlarda soyuq hava kütlələrinin daha yüksək enliklərindən daha aşağılara qədər tez-tez müdaxiləsi müşahidə olunur.

Şəkil 70. Yanvarda (a) və iyulda (b) iqlim cəbhələri,

295

1-arktik, antarktik və qütb cəbhələri, 2-tropik və passat cəbhələri).

Qışdan yaya doğru bütün cəbhələr şimal istiqamətində yerini dəyişərək daha zonal vəziyyət alırlar. Bu istiqamətdə kəskin yerdəyişməyə Hind okeanı və Cənubi Amerika rayonlarında tropik cəbhə məruz qalır. Cəbhələrin fəallığı (siklonik fəaliyyətin fəallığı mənasında) bir çox hallarda troposfer qatında cəbhə müstəvisi ilə bölünən iki hava kütləsi arasındakı temperatur fərqləri ilə müəyyən olunurlar.

Əgər baxılan rayonda cəbhə müstəvisi ilə siklogenez əlaqəlidirsə, onda cəbhə Yer səthində yaxşı əks olunacaq. Antisiklogenez üstünlük təşkil edən rayonlarda havanın aşağıya istiqamətlənmiş hərəkəti, yəni, Yer səthində cəb-hələrin dağılması müşahidə olunur. Beləliklə, cəbhələrin formalaşmasının səbəblərini izah etmək, iqlim cəbhələrinin yerini dəqiqləşdirmək və onların dinamiki əhəmiyyətini müəyyən etmək üçün cəbhə zonalarının yerləşdiyi yeri və troposfer qatında temperatur fərqlərini nəzərə almaq lazımdır.

Atmosferin hərəkət mərkəzlərinin iqlim xüsusiyyətləri. Şəkil 72-də yanvar ayı üçün orta barik sahənin, şəkil 73-də isə onun iyul ayı üçün xəritələri verilmişdir.

Bu xəritələrdə küləyin ortalaşdırılmış qiymətlərinin yığılması və müvafiq olaraq iqlim cəbhələrinin yerləri göstərilmişdir. Bunlarla bərabər, xəritələrdə təzyiqin yüksək və alçaq zonaları də göstərilmişdir ki, onlar da iqlim hərəkət mərkəzləri (atmosferin hərəkət mərkəzləri)

296

adlanır. Şimal yarımkürəsində aşağıdakı daimi və fəsli hərəkət mərkəzləri mövcuddur: a) daimi hərəkət mərkəzləri;

1) Island siklonu (minimum), 2) Azor antisiklonu (maksimum), 3) Şimali Sakit okeanı antisiklonu, 4) Qrenland antisiklonu.

b) mövsümi (fəsli) hərəkət mərkəzləri; 5) Aleut qış siklonu (depressiya), 6) Aralıq dənizi qış siklonu, 7) Asiya (Sibir) qış antisiklonu, 8) Şimali Amerika (kanada) qış antisiklonu, 9) Cənubi Asiya yay siklonu, 10) Şimali Amerika yay siklonu.

297

Şəkil 72. Yanvarın izobarları və qış fəslinin baş cəbhələrinin sxemi. Cəbhələr: 1-arktik (antarktik); 2-mülayim (qütb); 3-tropik; 4-yığılma

zonasında küləyin tam üstünlük təşkil edən istiqamətləri.

Şəkil 73. İyul ayının izobarları və yay fəslinin

baş cəbhələrinin sxemi. Cəbhələr: 1-arktik (antarktik); 2-mülayim (qütb); 3-tropik; 4-yığılma

zonasında küləyin tam üstünlük təşkil edən istiqamətləri.

Cənub yarımkürəsində aşağıdakı daimi və fəsli hərəkət mərkəzləri mövcuddur: a) daimi hərəkət mərkəzləri;

1) Cənubi Atlantika antisiklonu, 2) Cənubi Hind antisiklonu, 3) Cənubi Sakit okean antisiklonu, 4) Alçaq təzyiqin ön Antarktida zonası.

b) mövsümi (fəsli) hərəkət mərkəzləri; 5) Cənubi Amerika yay (yanvar) siklonu,

298

6) Cənubi Afrika yay siklonu, 7) Avstraliya yay siklonu, 8) Yeni Zelandiya yay siklonu, 9) Cənubi Afrika qış (iyul) antisiklonu, 10) Avstraliya qış antisiklonu. Bəzi hallarda əlavə olaraq seçilirlər: 1) Arktik antisiklon, 2) Ekvatorial depressiya (aşağı təzyiq zonası), 3) Antarktik antisiklon. Əlavə seçilən mərkəzlər daimi mərkəzlərə aid olsalar

da, lazımi səviyyədə aydın seçilmillər. Arktikada iqlim xəritələrində çox zəif arktik

antisiklon seçilir, belə ki, qütb yaxınlığından və qütblərdən siklonların keçməsi müşahidə olunur.

Ekvatorial depressiya bütün Yer kürəsini əhatə edir və adətən tam aydın mərkəzləri yoxdur. Onun coğrafi vəziyyəti Yer səthinin ən çox qızmış zonasının yerinin dəyişməsinə müvafiq dəyişir. Ekvatorial depressiya zonasına passatlar istiqamətlənib. Yerətrafı təbəqədə Şimal yarımkürəsinin passatları əsasən şimal-şərq, Cənub yarımkürəsində isə – cənub-şərq istiqamətindədir. Hər iki yarımkürədə sürtünmə qatından bir neçə kilometr hündürlüyə qədər küləyin şərq istiqaməti üstünlük təşkil edir.

Hər iki yarımkürənin passatlarının görüşdüyü yerə tropik cəbhə müvafiqdir.

Antarktida dəniz səviyyəsindən böyük yüksəklikdə yerləşdiyi üçün, antarktik siklon lazımi səviyyədə yaxşı

299

ifadə olunmamışdır. Əgər, MTX-700 hPa-da onu hələ müəyyən etmək olursa, Antarktida üzərində MTX-500 hPa səviyyədə, Arktikada bu səviyyədə olduğu kimi, aşağı təzyiq üstünlük təşkil edir.

Şəkil 72 və şəkil 73-də verilən xəritələrin müqayisəsi göstərir ki, atmosfer sirkulyasiyasının fəsli dəyişmələri baş verir ki, bu da özünü mövsümi atmosfer hərəkət mərkəzlərinin bir-birini əvəz etməsində və daimi mərkəzlərin intensivliyinin dəyişməsində biruzə verir. Bunlar başlıca olaraq onunla izah olunur ki, fəsillərin dəyişmələri baş verdikdə, materik-okean temperatur fərqi ilə bərbər, bu fərqlərin işarələri də dəyişir.

Siklon və antisiklonların, onların trayektoriyalarının təkrarlanması. MT və NT iqlim xəritələrinin təhlili göstərir ki, orta xəritələr ümumiyyətlə hər bir rayonda barik sahələrin və atmosferin sirkulyasiyası şəraitinin əsas cizgilərini xarakterizə edir. Orta xəritələrin bu çatışmazlığını az da olsa aradan qaldırmaq üçün onlara siklon və antisiklonların təkrarlanması və hərəkətdə olan siklon və antisiklonların əsas trayektoriyalarının təkrarlanması xəritələrini əlavə etmək olar.

Nümunə kimi, şəkil 74-77-də müvafiq olaraq yanvar və iyul aylarında siklon və antisiklonların əsas hərəkət trayektoriyaları (Şimal yarımkürəsi) göstərilmişdir.

Cənub yarımkürəsində materiklərin təsiri az olduğu üçün, siklon və antisiklonların trayektoriyaları adətən daha sadədir və daha az meridional tərkib hissəyə malikdirlər.

300

Şəkil 74. Yanvar ayında siklonların əsas trayektoriyaları və

onların təkrarlanması.

Şəkil 75. İyul ayında siklonların əsas trayektoriyaları

və onların təkrarlanması.

301

Şəkil 76. Yanvar ayında antisiklonların

əsas trayektoriyaları və onların təkrarlanması.

Şəkil 77. İyul ayında antisiklonların əsas trayektoriyaları və onların təkrarlanması.

302

IX FƏSIL

ATMOSFERIN ÜMUMI SIRKULYASIYASININ TƏDQIQININ

MAKROSIRKULYASIYA ÜSULU

§ 60. Şimal yarımkürəsi üçün atmosfer sirkulyasiyasının indeksləri

Gündəlik müşahidə olunan atmosfer sirkulyasiyası proseslərinin xassələri və strukturunu meteoroloji elementlərin orta tipik xəritələri, tipik yığma-kinematik xəritələri və anomaliya xəritələri ilə verməklə bərabər, bir çox hallarda müxtəlif növlü kəmiyyət göstəricilərindən də (indekslərdən) istifadə olunur. Bunlar xüsusilə atmosfer sirkulyasiyasının intensivliyinin kəmiyyətcə qiymətləndirilməsində, ilk növbədə isə zonal və meridional hissələrinin öyrənilməsində tətbiq olunurlar.

Rossbi indeksi. Bu indeksin hesablanması üçün Şimal yarımkürəsində üstün küləklər olan bir sıra coğrafi qurşaqlara baxılır. Bunlara qışda şərq küləkləri hakim olan 20-250, yayda şərq küləkləri hakim olan 20-400, qışda qərb küləkləri hakim olan 35-550, yayda qərb küləkləri üstünlük təşkil edən 40-650, qışda şərq küləkləri olan 55-700 enliklərdə və yayda şərq küləkləri hakim olan 650 enlikdən şimalda yerləşən qurşaqlar aiddir (cədvəl 28).

303

Cədvəl 28 Sirkulyasiya indeksinin hesablandığı zonaların sərhədləri

Şimal enliyi, 0

Külək Zonaları

Şimal enliyi, 0 Külək

zonaları Qış Yay

20-250 Şərq 20-400 Şərq 35-550 Qərb 40-650 Qərb 55-700 Şərq 650 –dən şimala Şərq

Beləliklə, orta hesabla il ərzində üç külək zonası

seçmək olar: şərq küləkləri (0-350 ş.e.), qərb küləkləri (35-600 ş.e.) və şərq küləkləri (60-900 ş.e.). Bu zonaların sərhədləri fəsildən fəsilə dəyişirlər və həmçinin baxılan dövrün ümumi sirkulyasiyasının xüsusiyyətlərindən asılıdırlar.

Hər bir zona üçün müəyyən meridianlar boyu iki nöqtə seçilir və onlar arasındakı təzyiq fərqləri hesablanır:

21 ϕϕδ ppp i −= . (153)

Ən çox hallarda 00 5535 pppi −=δ kəmiyyətləri

hesablanır. Belə ki, bu fərq 350 enlik boyu yüksək təzyiq zonası (subtropik antisiklonlar) ilə 550 enlik boyu nisbətən aşağı təzyiq zonasındakı (tez-tez siklonların keçməsi ilə əlaqədar) yerüstü təzyiqlərin fərqinə müvafiqdir.

Sonra həm yarımkürə, həm də müəyyən bir rayon üçün Rossbi indeksi hesablanır:

304

ppn

In

iiR δδ == ∑

= 1

1 hPa. (154)

Rossbi indeksi havanın hərəkətinin sürətinin zonal hissəsinin qiyməti kimi də qəbul edilə bilər:

gR uI =' . (155)

RI indeksi hər günlük və ya 5-günlük təzyiq məlumatlarına görə hesablana bilər.

Rossbi hesab etmişdir ki, mülayim enliklərdə havanın qərbə axınının intensivliyi tropik və qütb zonalarında şərq axınlarının sürəti ilə müəyyən formada əlaqəli olduğuna görə, mülayim zona üçün RI kəmiyyətini ümumi sirkulyasiyanın indeksi kimi qəbul etmək olar.

Amma, daha dəqiq tədqiqat məqsədilə Rossbi hər bir zona üçün indeksləri ayrılıqda hesablamaqla, zonaların sərhədlərini seçmişdir (cədvəl 28).

Rossbi müəyyən etmişdir ki, sirkulyasiya proseslərini iki növdə ümumiləşdirmək olar: 1) yüksək indeksli proses növləri, 2) alçaq indeksli proses növləri.

Yüksək indeksli proseslər üçün aşağıdakılar xarak-terikdirlər:

1) özlərinin normal yerində yerləşən vahid və yaxşı inkişaf etmiş aleut və island minimumlarının olması;

2) əsasən yalları zonal istiqamətdə (qərbdən şərqə) paylanan yaxşı inkişaf etmiş subtropik azor və havay antisiklonlarının olması;

3) güclü qütb antisiklonlarının olmaması;

305

4) Sibir antisiklonunun özünün normal rayonda yerləş-diyi ərazidə müşahidə olunması və qərb istiqamətində zəif paylanması;

5) yüksəkliklərdə kiçik amplitudalı uzun dalğaların olması halında havanın zonal hərəkətlərinin yaxşı ifadə olunması.

Alçaq indeksli proseslər üçün aşağıdakılar xarakte-rikdirlər:

1) Aleut və Island minimumlarının iki hissəyə ayrılma-sı və bu vaxt onlar arasında subtropik antisiklonların yalla-rının yerləşməsi;

2) subtropik antisiklonların zəifləməsi və bu vaxt onla-rın yalları şimala istiqamətlənməsi, bir sıra hallarda isə qütb antisiklonunun yalları ilə birləşməsi;

3) böyük sahədə qütb antisiklonunun inkişafı; 4) Sibir antisiklonunun normadan da çox qərbə yayıl-

ması; 5) yüksəkliklərdə böyük amplitudalı və kiçik uzunluqlu

stasionar dalğaların olması. Blinova indeksi. Y.N.Blinova fırlanan sferik Yer

kürəsindəki baroklin atmosferin termobarik sahəsində dalğavari sapma hərəkəti məsələsinin həlli vaxtı, burulğanın hərəkət tənliyindən (A.A.Fridman tənliyi) istifadə etmişdir. Bu vaxt qəbul olunmuşdur ki, küləyin istiqamətinin şaquli hissəsi azdır, hərəkət isə divergentsizdir və enlik dairələri boyu atmosfer hərəkətinin

306

zonal sürəti ( )[ ]θϕv geostrofik küləyin sürətinə bərabərdir. Bu kəmiyyət isə öz növbəsində enlik dairələrində təzyiqin paylanmasının ortalaşdırılmış qiymətinə əsasən hesablanmışdır.

Geostrofik küləyin zonal hissəsinin enliklərə görə paylanması haqqında faktiki məlumatların təhlili gös-tərmişdir ki, mülayim və yüksək enliklərdə ( )[ ]θψv –nı aşağıdakı düsturla hesablamaq olar:

( ) ϕαθαθψ cossin ⋅⋅=⋅⋅= rrv , (156)

burada: r -Yer kürəsinin radiusu; ϕθ −= 090 -enliyə əlavə; ϕ - coğrafi enlik; ψ -qərbdən şərqə artan coğrafi uzunluq; α -parametr.

Buradan ( )

θθ

α ψ

sin⋅=

rv . (157)

Beləliklə, α parametri enlik dairəsi boyu havanın hərəkətinin xətti sürətinin Yerin fırlanma oxuna qədər olan məsafəyə nisbətindən ibarətdir. O, Yer səthinə nisbətən

atmosferin fırlanmasının bucaq sürətini verir (belə ki, ( )θψv atmosferin hərəkətinin nisbi sürətidir) və sirkulyasiya indeksi adlanır. Bu vaxt qəbul olunur ki, α hündürlükdən asılı deyil, o, temperatur, təzyiq və küləyin sürətinin hündürlüyə görə orta qiymətlərinə əsaslanır.

Məlum olmuşdur ki, meteoroloji elementlərin yük-

307

səkliyə görə orta qiymətləri praktiki olaraq onların 600 hPa (təxminən 4 km) yaxın olan izobarik səth üzərindəki qiymətləri ilə eyniləşdirmək olar. Onda, Blinova indeksini bu səviyyənin enlik dairələrinin orta qiymətlərinə görə hesablamaq lazımdır. Praktiki olaraq sirkulyasiya indeksini (α) 500 hPa-lıq səthin məlumatları əsasında aşağıdakı düsturun köməyi ilə hesablamaq olar:

ϕα

ωα

ϕ2

20 cos

10)90( ⋅

⋅

++=rHH , (158)

burada: Hϕ -500 hPa-lıq səthin geopotensialının enlik dairəsinə görə orta qiyməti; H(900) –qütbdə 500 hPa-lıq səthin geopotensialının qiyməti; ω -Yer kürəsinin fırlanmasının bucaq sürəti.

Bu indeksin qiyməti aramsız dəyişir. Amma, indeks əyriləri üzərində həmişə indeksin artması və ya azalması müşahidə olunan dövrləri (bir neçə günü) seçmək olar.

Təhlillər göstərmişdir ki, Blinova indeksinin qiymətinin proqnozlaşdırılmasından Şimal yarımkürəsin-dəki makrosinoptik proseslərin xarakterinin və onunla əlaqədar böyük ərazidəki hava rejiminin proqnozlaşdırıl-masına keçmək olar. Bu onu göstərir ki, Blinova indeksinin dəyişməsinin səbəblərinin öyrənilməsi böyük proqnostik maraq kəsb edir.

Vitels indeksi. L.A.Vitels Qrenlandiyadan Yeniseyə və cənuba – 300 ş.e.-nə qədər ərazidə barik sirkulyasiya rejiminin xüsusiyyətlərini öyrənmişdir. Bu ərazi daha kiçik

308

səkkiz rayona bölünmüşdür. Bunların hər biri üçün 40 illik dövrü (1900-1939-cu illər) əhatə edən gündəlik sinoptik xəritələrdən istifadə olunmaqla, barik sahənin (siklonun, antisiklonun və s.) xarakteri, həm də barik əmələgəlmələrinin intensivliyi hesablanmışdır. Cəmi doq-quz qradasiya müəyyənləşdirilmiş və onlardan hər biri müəyyən birrəqəmli ədədlə işarələnmişdir. Məsələn, 0-güclü antisiklonu; 1-orta antisiklonu; 2- zəif antisiklonu və s. göstərir. Həmçinin, hər bir qradasiya üçün təzyiqin qiymətləri göstərilmişdir. Nəticədə, sinoptik kataloq tərtib edilmişdir və bu müəyyən dərəcədə sinoptik xəritələrin çoxillik məlumatlar bazasını əvəz edə bilər.

Belə növ kataloq sinoptik məlumatlar bazası olmayan yerlər üçün xüsusi əhəmiyyət kəsb edir. Ondan istifadə etməklə, hər bir rayon üçün müəyyən rəqəmlər seçmək və maraq kəsb edən illər ərzində baxılan barik əmələgəlmənin təkrarlanması və onun intensivliyi barədə təsəvvür əldə etmək olar.

Bununla əlaqədar olaraq, L.A.Vitels baxılan rayonda sirkulyasiyanın intensivliyini xarakterizə edən indeks kimi, siklonların orta dərinliyinin (Iz) və antisiklonların orta gücünün (Ia) qəbul olunmasını təklif etmişdir. Cəmi indeks (Ic=Iz+Ia) barik əmələgəlmələrin intensivliyinin ümumi artması və ya azalması barədə təsəvvür yaradır. Bu indeksdən istifadə etməklə L.A.Vitels atmosfer sirkul-yasiyasının və iqlimin çoxillik dəyişmələrində bir sıra maraqlı xüsusiyyətlər aşkar etmişdir.

309

Kats indeksi. A.L.Kats meridional, zonal sirkulyasiya və ümumi indeks növlərindən istifadə olunmasını əsaslandırmış və təklif etmişdir.

Sirkulyasiya indekslərinin müəyyən olunması məqsədilə, onun təklif etdiyi metodikadan istifadə etməklə, izobarların paralel və meridianlarla kəsişmə hallarının sayını bilərək, istənilən böyük və ya kiçik ərazilər, dəniz səviyyəsi və müxtəlif hündürlüklər üçün hər üç növ indeksin qiymətlərini hesalamaq olar.

Meridional sirkulyasiya indeksi ( )mI hava kütlələrinin coğrafi enlik dairələrindən, zonal sirkulyasiya indeksi ( )zI isə –meridianlardan keçməklə enlik istiqamətində axınları xarakterizə edirlər. Əlavə olaraq, şimaldan msI , cənubdan mcI , qərbdən zqI , şərqdən

zsI axınların istiqamətləri nəzərə alınır. İndeksin qiyməti barik qradiyentin qiymətinə və ya yerüstü xəritədə seçilən paralelin (yaxud meridianın) izobarlarla kəsişməsinin sayına ( n ) mütənasibdir:

( ) kmi

nbI

i

i

z 111hPa/ 12

1

ϕϕ −=

∑ , (159)

( ) kmhPaj

mkbI

j

jj

m 111/12

1

λλ −

•=

∑ , (160)

burada: b -izobarlar arasındakı təzyiq fərqləri (faktiki olaraq =b 5 hPa); i- 1ϕ və 2ϕ paralelləri arasındakı meridional təzyiq qradiyentləri nəzərə alınan meridianların

310

sayı; j - 1λ və 2λ meridianları arasındakı zonal təzyiq qradiyentləri nəzərə alınan paralellərin sayı; n -izobarların meridianları kəsməsinin sayı; m -izobarların paralelləri kəsməsinin sayı; ϕcos1=k -hər bir enlik üçün sabit olan və meridional sirkulyasiya indeksinin müqayisə edilməsi üçün daxil edilən düzəliş əmsalı. k əmsalı 1°-lik qövsün ekvatordakı uzunluğunun verilən paraleldəki 1°-lik qövsün uzunluğuna olan nisbətini göstərir.

zI və mI indeksləri hesablananda adətən hava kütlələrinin axın istiqaməti nəzərə alınır. Qərbdən şərqə ( zn ) və cənubdan şimala ( cm ) axın istiqaməti müsbət, əks istiqamətli axınlarda isə- mənfi qəbul edilir. Onda cəmi zI indeksinin müsbət qiymətlərinə qərb axınlarının üstünlük təşkil etdiyi, cəmi mI indeksinin müsbət qiymətlərinə isə cənub axınlarının üstünlük təşkil etdiyi müvafiqdir. zI və

mI indekslərinin mənfi qiymətlərində isə müvafiq olaraq şərq və şimal axınları üstünlük təşkil edir.

Ümumi indeks (I) sirkulyasiyanın zonal və meridional hissələrinin birgə təsirinin nəticələrini xarakterizə edir:

z

m

III = . (161)

Ümumi indeks, meridional sirkulyasiyanın intensivliyinin zonal sirkulyasiyanın intensivliyindən nə qədər çox və ya az olduğunu göstərməklə, sinoptik proseslərin ya meridional, ya da enlik növünə aid

311

edilməsinə imkan yaradır. İndekslərin illik gedişinin təhlili aşağıdkı xüsu-

siyyətləri seçməyə imkan verir: 1) meridional sirkulyasiyanın illik gedişində onun

intensivliyinin əsas minimumu payız, ikinci minimumu isə yaz fəslinə təsadüf edir. Əsas maksimum qışda, ikinci dərəcəlisi isə - yayda müşahidə olunur. Meridional tərkib hissənin belə illik gedişi okean-materik temperaturunun enlik qradiyentinin illik gedişinə tam uyğundur;

2) sirkulyasiyanın zonal tərkib hissəsinin və ekvator-qütb temperaturunun meridional qradiyentinin illik gedi-şində qışda bir maksimumu, yayda isə bir minimumu vardır;

3) zonal sirkulyasiyanın inkişafı üçün ən əlverişli şərait yaz və payız fəsillərində yaranır. Belə ki, bu vaxt-larda ekvator-qütb temperaturunun qradiyenti daha güclü özünü göstərir, okean-materik temperaturunun qradiyenti isə maksimum zəif olur.

A.L.Kats 1957-ci ildə Şimal yarımkürəsində 19 kilometrə qədər hündürlüklərdə atmosfer sirkulyasiyasının zonal və meridional tərkib hissələrinin bir sıra xüsusiyyətlərini aşkar etmiş və onların fəsli və enliklər üzrə dəyişmələrini müəyyənləşdirmişdir. Keçmiş SSRİ ərazisi üzərində havanın temperaturunun iri anomaliyalarının formalaşmasına gətirib çıxaran Şimal yarımkürəsindəki və onun ayrı-ayrı sektorlarındakı makroprosesləri xarakterizə

312

etmək üçün o, göstərilən indeksləri tətbiq etmiş və bir sıra proqnostik nəticələr almışdır.

§ 61. Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının növləri

Atmosfer sirkulyasiyasının öyrənilməsinin digər bir istiqaməti, onun növlərinin müəyyən edilməsindən ibarətdir.

Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının inkişafının müxtəlif mərhələlərinin bir-birini əvəz etməsi qanunauyğunluqlarını öyrənmək məqsədilə elə meyarlar tapmaq lazımdır ki, onların köməyi ilə bu mərhələlərin xarakterini, adını və sərhədlərini obyektiv müəyyən etmək mümkün olsun. Bu prinsipləri həyata keçirmək ilk növbədə makroproseslərin müvafiq növlərinin seçilməsi vasitəsi ilə ola bilər. Belə növləşdirmə atmosferin ümumi sirkulyasiyasının xarakterini və onun vaxta görə dəyişməsini müəyyən edən əsas amillərin nəzərə alınmasına əsaslanmışdır.

Müasir dövrdə makroproseslərin növlərə ayrılmasının tam və əsaslandırılmış prinsipləri hələ işlənilməmişdir. Bunun əsas səbəblərindən biri də odur ki, hələlik çoxsaylı məlum amil və parametrlər barədə lazımi faktiki məlumatlar yoxdur. Buna görə də, əksər mövcud olan növlərə ayırma prinsipləri ayrı-ayrı həlledici amillərin nəzərə alınması xüsusiyyətləri əsasında qurulmuşdur. Beləliklə, bir-birindən fərqlənən çoxsaylı növlərə ayırma prinsiplərinin mövcudluğu bununla izah olunur.

313

Şimal yarımkürəsi üzərində xarakterik situasiyaları özündə əks etdirən və geniş istifadə olunan növlərə ayırma prinsiplərindən biri B.L.Dzerdzeyevski tərəfindən işlənmişdir.

1946-cı ildə B.L.Dzerdzeyevski, V.M.Kurqanskaya və Z.M.Vitvitskaya ilə birlikdə Şimal yarımkürəsi üzərində 1933-1940-cı illərdə müşahidə olunan makrosinoptik proseslərin növlərə ayırmasını həyata keçirimişlər. Bu işlər şimal və cənub enlikləri arasındakı sirkulyasiya əlaqəsinin nəzərə alınmasına əsaslanmışdır. Praktiki olaraq, bu əlaqə arktik müdaxilənin miqdarının, intensivliyinin və rayonunun nəzərə alınması vasitəsilə müəyyən edilmişdir. Nəticədə, elementar sirkulyasiya mexanizmləri (ESM) adlanan 13 növ proses müəyyən olunmuşdur. Onların hər biri üçün tipik yığma-kinematik xəritələri, həm də orta təzyiq xəritələri hazırlanmışdır. Burada bütün növlər dörd qrupda birləşdirilmişdir.

Birinci qrupa arktik müdaxilələrin olmadığı, yəni zonal sirkulyasiyanın üstünlük təşkil etdiyi növlər daxil edilmişdir (1-ci və 2-ci növ). 1-ci növ prosesin sxemi şəkil 78 a-da veriilmişdir. 2-ci növ proseslər 1-cidən Sibir rayonları üzərində siklonik fəaliyyətin aktivləşməsi və siklonların şərq istiqamətində yerini dəyişməsi ilə fərqlənirlər.

İkinci qrupa bir arktik müdaxilə halı (amma müxtəlif rayonlarda) aid edilmişdir. Bu qrupda 3-7-ci növlər seçilmişdir. Şəkil 78 b-də 5-ci növ proseslərin sxemi

314

verilmişdir. 3-cü növ prosesdə arktik müdaxilə Qrenlandiyadan, 4-cü növdə Kanin Nosdan, 5-ci növdə –Şərqi Sibirdən, 6-cıda- Çukot yarımadasından, 7-cidə isə Hudzon körfəzindən baş verir. Təxminən 650 enliyindəki arktik müdaxilə rayonundan qərbə və şərqə siklonların zonal yerdəyişməsi (qərbdən şərqə) baş verir.

Şəkil 78 a. Elementar sirkulyasiya mexanizmlərinin nümunələrinin

315

sxemləri. 1- siklonların trayektoriyası; 2- arktiki müdaxilələr.

Şəkil 78 b. Elementar sirkulyasiya mexanizmlərinin nümunələrinin sxemləri. 1- siklonların trayektoriyası; 2- arktiki müdaxilələr. Üçüncü qrupa eyni zamanda iki və daha çox arktik

müdaxilə halları aiddir. Buraya 8a, 8b, 9-12-ci növlər

316

aiddirlər. Şəkil 78 c-də 10-cu növün sxemi verilmişdir.

Şəkil 78 c. Elementar sirkulyasiya mexanizmlərinin nümunələrinin sxemləri. 1- siklonların trayektoriyası; 2- arktiki müdaxilələr.

8a növündə arktik müdaxilələr Britaniya adaları və

Hudzon körfəzi, 8b-də Kanin Nos və Baykal, 9-cuda İslandiya və Kanada istiqamətlərindən, 10-cuda keçmiş SSRİ-nin Avropa hissəsindən və Kanadadan, 11-cidə- Novosibirsk adalarından və Kanadadan (Hudzon kör-

317

fəzindən şərq rayonuna doğru), 12-ci növdə isə-dörd isti-qamətdən – Alyaska, Xatanq körfəzi, İslandiya və Hudzon körfəzindən baş verir.

Dördüncü qrupa 13-cü növün iki şaxəsi aiddir və bu vaxt siklonik fəaliyyət bütün qütb ərazisini əhatə edir, siklonlar isə şimal qütbü üzərindən keçir. İlin soyuq hissəsi üçün bu növün sxemi şəkil 78 ç-də verilmişdir.

Şəkil 78 ç . Elementar sirkulyasiya mexanizmlərinin nümunələrinin

318

sxemləri. 1- siklonların trayektoriyası; 2- arktiki müdaxilələr. Bu növlərin orta davamiyyəti 3,6-dan 5,3 sutkaya qədər

tərəddüd edir, yəni Q.Y.Vangengeym tərəfindən müəyyən olunmuş elementar sinoptik proseslərin davamiyyətinə yaxındır. Baxılan növlərə ayırma iqlim tədqiqatlarında və atmosfer sirkulyasiyasının çoxillik tərəddüdlərinin öyrənilməsində istifadə olunmuşdur.

Burada Q.Y.Vangengeymin və A.A.Girsin növlərə ayırma prinsipləri istisna hal daşıyır. Belə ki, onlar proq-noz səviyyəsinə qədər çatdırılmışdır və uzunmüddətli mete-oroloji proqnozların makrosirkulyasiya üsulunun əsasını təşkil edir.

§ 62. Atmosfer sirkulyasiyasının formaları

Atmosferin ümumi sirkulyasiyası fasiləsiz olaraq fəaliyyətdədir və onun zaman və məkana görə müxtəlif inkişaf mərhələlərini (atmosfer sirkulyasiyasının formalarını) aşkar etmək olar.

1933-cü ildə Q.Y.Vangengeym elementar sinoptik proses (ESP) anlayışını təklif etmişdir. ESP dedikdə elə proses başa düşülür ki, onun baş verdiyi müddətdə Şimal yarımkürəsinin Atlantik-Avropa sektorunda Barik sahənin işarəsinin coğrafi paylanması və havanın əsas hərəkət istiqamətləri öz xüsusiyyətlərini dəyişmədən saxlayır.

Q.Y.Vangengeym ESP anlayışından istifadə edərək, 42

319

il ərzində ardıcıl gedən prosesləri ESP mərhələlərinə bölmüş və onların hər biri üçün yığma-kinematik xəritələr tərtib etmişdir. Onlar, sonralar ESP anoloji qruplarını almaq məqsədilə bir-biri ilə müqayisə edilmişdir. Bu vaxt ESP-nin bir qrupa aid edilməsinin əsasları aşağıdakılar olmuşdur:

1) təzyiqlərin «idarəedici» sahələrinin analoji coğrafi paylanması və onların formalaşması proseslərinin analoji xarakteri;

2) hakim külək sistemlərinin analoji istiqamətlənməsi;

3) hava kütlələrinin əsas müdaxilələrinin analoji xa-rakteristikaları.

O, apardığı tədqiqatlar nəticəsində 42 ildə müşahidə olunan makroproseslərin bütün müxtəlif formalarını 26 növdə əks etdirə bilmişdir. Bu növlərin hər biri üçün tipik yığma-kinematik xəritələri və meteoroloji elementlərinin gedişinin qrafikləri qurulmuşdur. Onların təhlili göstərmişdir ki, ESP-nin analoqluq şərtlərinə görə bir-birindən prinsipial fərqlərinə baxmayaraq, bu növlərin bir neçəsinin arasında proseslərin daha ümumi (iri) xarakteristikalarına görə oxşarlıq vardır. Belə ümumi xarakteristikalara aşağıdakılar aiddirlər:

a) mülayim enlik zonalarında barik və izallobarik mərkəzlərin yerdəyişmələrinin istiqamətləri;

b) troposfer qatında barik və termik qradiyentlərin istiqamətləri;

c) yersəthi təzyiq və temperatur anomaliyalarının paylanması;

320

d) hündürlüklərdə aparıcı axının istiqaməti. Q.Y.Vangengeym bunlardan istifadə edərək, tipik

ESP-lərin təsnifatını tərtib etmişdir. Nəticələr göstərmişdir ki, bütün 26 ESP növünü atmosfer sirkulyasiyasının üç növündə - qərb (W), şərq (E) və meridional (C) növündə ümumiləşdirmək olar.

ESP prosesləri müxtəlif hissələrə bölünərkən, hər bir 26 növün xarakteristikalarından istifadə edilmiş, sonra on-ların müəyyən, daha iri W, C və ya E proseslərinə aid olunmuşdur. Başqa sözlə, proseslərin bütün müxtəlifliklə-rini nəzərə alan 26 növ ESP daha iri W (9 növ), C (10 növ) və E (7 növ) proseslərinin müxtəlif tərkib hissələridirlər.

Q.Y.Vangengeym öz təsnifatını yaratdığı illərdə Şimal yarımkürəsi üçün tam və gündəlik sinoptik və hündürlük xəritələri yox idi. Buna görə də, təsnifat əsasən Şimal yarımkürəsinin Atlantik-Avropa sektorunun yerüstü xəritələri məlumatlarına əsasən hazırlanmışdı.

1948-ci ildə A.A.Girs tərəfindən W, C, E makropro-seslərinin şaquli strukturu və onların bütün Şimal yarım-kürəsinə yayılması məsələləri tədqiq edilmişdir. Q.Y.Vangengeym tərəfindən istifadə olunan meyarları Sakit okeanı - Amerika sektorundakı proseslərə tətbiq etməklə, A.A.Girs belə bir nəticəyə gəlmişdir ki, bu sektorda müşahidə olunan makroprosesləri də üç növdə- bir zonal (Z) və iki meridional (M1 və M2) növlərdə ümumiləşdirmək olar. Bu tədqiqatlarda göstərilmişdir ki,

321

W, C, E, Z, M1 və M2 növlərinə troposferdə müəyyən və bir-birindən fərqlənən yüksək mikrodeformasiya sahələri uyğun gəlir (şəkil 79).

Şəkil 79. 1952-ci il 10-15 may tarixlərindəki proseslərin xəritə-sxemi. 1-siklonların üstünlük təşkil etdiyi trayektoriyalar;

2-antisiklonların üstünlük təşkil etdiyi trayektoriyalar. Bu vaxt W və Z prosesləri, sürətlə qərbdən şərqə yerini

dəyişən və troposferdə müşahidə olunan kiçik amplitudlu dalğalı atmosferin zonal vəziyyətini xarakterizə edirlər. E,

322

C, M1 və M2 prosesləri troposferdə böyük amplitudalı stasionar dalğalara xas olan atmosferin meridional vəziyyətini xarakterizə edirlər.

Təhlillər göstərmişdir ki, Şimal yarımkürəsinin atlantik-avropa sektorunda müşahidə olunan eyni W, C və ya E növlü proses vaxtı Sakit okeanı - Amerika sektorunda demək olar ki, eyni ehtimalla müxtəlif növlü proseslər (Z, M1 və ya M2) müşahidə oluna bilərlər.

Ona görə də, bütün Şimal yarımkürəsindəki mak-roprosesləri təhlil etmək üçün, hər iki sektordakı prosesləri eyni zamanda nəzərə almaq lazımdır. Nəticədə makroproseslərin 9 növü alınmışdır (Wq, WM1, WM2, Eq, EM1, EM2, Cq, CM1, CM2) və bunlara Şimal yarımkürəsinin atmosfer sirkulyasiyasının əsas formaları kimi və ya Atlantik-Avropa sektorunda müşahidə olunmuş W, C, E-lərin müxtəlifliyi kimi baxmaq olar.

Şəkil 80-də Şimal yarımkürəsində göstərilən hər bir sirkulyasiya formalarının əsas yal və çökəkliklərinin coğ-rafi vəziyyətinin sxemi verilmişdir.

Bu xəritələrin təhlili göstərir ki, atmosfer sirkulyasiya-sının formaları troposferdə və aşağı stratosferdə müşahidə olunan uzun termobarik dalğaların müəyyən xarakterini qeyd edir. Bu formaların bir-birindən fərqi özünü ilk əvvəl dalğaların xarakterində (stasionar və ya yerdəyişən dalğalar), onların amplitudasında və əsas yal və çökəkliklərin coğrafi məhdudlaşdırmasında tapır.

Aparılan təhlil göstərir ki, Vangengeymin təsnifatı

323

troposferdəki və aşağı stratosferdəki uzun dalğaların xarakterinin nəzərə alınmasına əsaslanmışdır.

Şəkil 80 a. Şimal yarımkürəsində W(a), C(b), E(c) formalarının

yüksək (MT500) yal və çökəkliklərinin vəziyyətinin sxemi.

Bu halda W, C, E formalarını və onların müxtəlifliklərini tam əsasla atmosferin sirkulyasiyası formaları və deməli, onun inkişafının əsas mərhələləri kimi qəbul etmək olar.

324

Şəkil 80 b. Şimal yarımkürəsində W(a), C(b), E(c) formalarının yüksək (MT500) yal və çökəkliklərinin vəziyyətinin sxemi.

Lakin, bu dalğaların E və C, M1 və M2 formalarında

fazaya görə yerdəyişməsi elədir ki, əsas yal və çökək-liklərin coğrafi vəziyyətini əks istiqamətdə qeydə alır. Bu

325

da Yer səthi üzərində təzyiq və temperatur anomaliyaları-nın əks işarəli olmasına gətirib çıxrır. Bu hal Q.Y.Van-gengeym təsnifatını başqa tədqiqatlara nisbətən müsbət addım kimi qəbul etməyə imkan verir. Məsələn, Rossbi təsnifatında atmosfer sirkulyasiyası iki formada təsvir olunmuşdur – zonal (Rossbinin yüksək indeksi) və meridional (Rossbinin alçaq indeksi).

Şəkil 80 c. Şimal yarımkürəsində W(a), C(b), E(c) formalarının

326

yüksək (MT500) yal və çökəkliklərinin vəziyyətinin sxemi.

Q.Y.Vangengeym meridional vəziyyəti iki əksistiqamətli formaya bölmüşdür ki, bu da proqnoz nöqteyi-nəzərdən çox vacibdir. Belə ki, bir sıra meteoroloji elementlərin və hadisələrin anomoliyalarının əks istiqmətli paylanması bu formalarla əlaqədardır.

§ 63. Şimal yarımkürəsində atmosfer

sirkulyasiyasının formalarının əsas xarakteristikaları

Qərb formalı sirkulyasiya (Wq, WM1, WM2) üçün aşağıdakı hallar xarakterikdirlər.

1.Troposferdə qərbdən şərqə sürətlə yerini dəyişən kiçik amplitudalı dalğalar müşahidə olunurlar. Bu xüsusiy-yət Wq halı üçün hər iki sektorda və WM1, WM2 -də ancaq Atlantik - Avropa sektorunda (birinci sektor), qeydə alınır (şəkil 80a). Sakit okeanı - Amerika sektorunda (ikinci sektor) axırıncı iki prosesdə (WM1, WM2) böyük amplitudalı stasionar dalğalar mövcuddur.

Birinci sektorda, yuxarıda göstərildiyi kimi, W forma-sının hər üç müxtəlifliyində dalğaların sürətlə yerdəyişməsi baş verir. Ona görə də, şəkil 80-dəki xəritə bir sıra rayonlarda yalların, digərlərində isə çökəkliklərin üstün-lüyünü göstərir.

2. Şimal yarımkürəsinin birinci sektorunda enliklər-

327

arası hava mübadiləsi zəifləyir, sirkulyasiyanın zonal tərkib hissələrinin intensivliyi artır (şəkil 80a), ikinci sektorda isə WM1, WM2 formasında əks hallar müşahidə olunurlar - enliklərarası mübadilə güclənir, zonal sirkulyasiyanın intensivliyi zəifləyir. Bu xüsusiyyətlər troposfer qatında termik və barik qradiyentlərin istiqamətləri və qiymətləri ilə müəyyən olunurlar.

3. Atmosfer sirkulyasiyasının hər bir formasında planetar yüksək cəbhə zonasının (PYCZ) özünə xas olan xüsusiyyətləri vardır. Bu vaxt bütün formalar üçün ümumi hal odur ki, PYCZ troposfer yalları şimaldan, çökəklikləri isə cənubdan məhdudlaşdırır.

Şəkil 80-dəki xəritələr barik əmələgəlmələrin trayektoriyalarının asılı olduğu aparıcı axının istiqamətini göstərməklə bərabər, ən fəal siklonik fəaliyyət olan rayonları da əks etdirmişlər. Belə ki, axırıncı vəziyyət bir çox hallarda PYCZ-nın yeri və intensivliyi, həm də şırnaq axınları ilə əlaqədardır.

4. Yer səthində barik əmələgəlmələrin trayektoriyaları troposferdəki aparıcı axının istiqamətindən, yəni, son nəticədə burada müşahidə olunan uzun termobarik dalğaların xarakterindən asılıdırlar.

Şəkil 80-dən göründüyü kimi, atmosfer sirkulyasiyasının hər bir formasında barik sistemlərin trayektoriyalarının öz xüsusiyyətləri mövcuddur.

5. Yer səthində təzyiq anomaliyalarının paylanması bir çox hallarda baxılan sirkulyasiya formasına xas olan uzun

328

termobarik dalğaların xarakteri ilə müəyyən olunurlar (şəkil 80 a). W formanın müxtəlif hissələrində (Wq, WM1, WM2) Şimal yarımkürəsinin birinci sektorunda troposfer qatında sürətlə yerini dəyişən kiçik amplitudalı dalğaların xüsusiyyətlərini özündə əks etdirən təzyiqin mənfi ano-maliyaları əhəmiyyətli fərqlərə malikdirlər.

6. Şimal yarımkürəsində müxtəlif formalı sirkulyasi-yalarda və onların müxtəlifliklərində atmosferin hərəkət mərkəzlərinin vəziyyətləri müxtəlifdirlər. Məsələn, W for-malı sirkulyasiyada Sibir qış maksimumunun yerləşdiyi rayonda təzyiqin mənfi anomaliyası müşahidə olunur ki, bu da həmin hərəkət mərkəzinin zəiflədiyini, İslandiya rayonunda mənfi təzyiq anomaliyalarının xarakterik olması isə burada prosesin dərinləşdiyini göstərir. Azor və Havay adaları üçün müsbət təzyiq anomaliyaları mövcuddur ki, bu da subtropik maksimumların (Wq, WM1 formalarında) gücləndiyini göstərir. Aleut minimumunun yerləşdiyi rayonda WM2 makroprosesində təzyiqin mənfi anomaliyaları, Wq prosesində müsbət anomaliyaları müşahidə olunur.

7. Şimal yarımkürəsinin birinci sektorunda tempera-turun müsbət anomaliyaları xarakterikdir. Burada hər üç müxtəliflikdə ancaq eyni formanın inkişafı mövcuddur. Bunlarla bərabər, ikinci sektorda müxtəlif proseslərə (Q, M1, M2) səbəb olan və hər bir müxtəlifliyə xas olan xüsusiyyətlər vardır. Məsələn, WM2 halında anomaliya çox böyük, Wq vəziyyətində isə - çox kiçikdir.

329

8. İlin soyuq dövründə Wq, WM1, WM2 makroproses-lərdə illik yağıntının miqdarının paylanmasında vacib xüsusiyyət ondan ibarətdir ki, Şimal yarımkürəsinin mü-layim zonasında yağıntının illik normasına nisbətən müsbət anomaliyanın ehtimalı çox böyükdür, bu zonadan şimala və cənuba isə mənfi anomaliya müşahidə olunur.

Şərq formalı sirkulyasiya (EQ, EM1, EM2) prosesləri üçün aşağıdakı xüsusiyyətlər xarakterikdir.

1. Troposfer təbəqəsində böyük amplitudalı stasionar dalğalar müşahidə olunurlar (şəkil 80 b).

2. Yüksəkliklərdə aparıcı axının istiqamətindən asılı olan Yer səthi barik sistemlərin trayektoriyaları meridional impuls alırlar və bunlar da qərb formalı proseslərdən əhəmiyyətli dərəcədə fərqlənirlər. E formalı proseslərdə siklonlar yüksək enliklərdən yallar oxundan qərbdə yerləşən rayonlara doğru yerini dəyişirlər. Şırnaq axınlar yalları şimaldan, çökəklikləri isə cənubdan aşıb keçirlər. Buna görə də ən fəal siklonik fəaliyyət yüksək yallar yerləşən şimal və yüksək çökəkliklər yerləşən cənub enliklərində müşahidə olunurlar. Məhz bu rayonlarda müxtəlif temperaturlu hava kütlələrinin qarışması və cəbhələrin kəskinləşməsi baş verir.

3. Bu proseslərdə təzyiq anomaliyalarının paylanması əsas yüksək yal və çökəkliklərin yerləşməsinə uyğundur. Yüksək yalların şərq hissələrində təzyiqin müsbət, qərb hissələrində isə- mənfi anomaliyaları formalaşır. Bu proseslərdə təzyiq anomaliyalarının paylanması W

330

formalıdakından prinsipial olaraq fərqlənir. W-də müsbət və mənfi anomaliya sahələri zonal, E-də isə - meridional olaraq yerləşir.

4. EQ, EM1, EM2 makroproseslərində tempertur ano-maliyalarının paylanması onunla xarakterizə olunur ki, hər üç formada Arktikada müsbət, Avrasiya materiki üzərində isə - mənfi anomaliyalar formalaşır, yəni W- formasına əks olan hal yaranır.

5. EQ, EM1, EM2 makroproseslərində yağıntı anoma-liyalarının paylanması göstərir ki, keçmiş SSRİ-nin Avropa hissəsinin cənubunda, Qərbi Sibirdə və Qazaxıstanda yağıntının azlığı, Avropanın şimali-qərbində isə artıqlığı müşahidə olunur.

Meridional formalı sirkulyasiya (CQ, CM1, CM2) prosesləri E formalı proseslər kimidir və atmosferin meridional vəziyyətini xarakterizə edir. Buna görə də uzun termobarik dalğaların əsas xüsusiyyəti özlərinin stansionarlığından, böyük amplitudanın mövcudluğundan və güclü enliklərarası hava mübadiləsindən ibarətdir. Bunlarla bərabər, C formalı proseslərin E formalıdan prinsipial fərqləri vardır. Belə ki, yüksək yal və çökəkliklərin coğrafi vəziyyəti və onlarla əlaqəli olan Yer səthi anomaliya sahələri bunlarda əks xarakter daşıyır (şəkil 80 c).

1. CQ, CM1, CM2 makroproseslərində təzyiq anoma-liyalarının paylanması okeanlar üzərində müsbət, materik-lər üzərində isə mənfi qiymətlərlə xarakterizə edilirlər. Bu vaxt ən böyük anomaliyalar Atlantik okeanının şərq

331

hissəsində müşahidə olunurlar (27,1 hPa-a qədər). Nəticədə Island minimumu dolur və bu rayona Azor maksimumunun yalı yayılmağa başlayır (Sakit okeanda M1 prosesində olduğu kimi).

Beləliklə, C makroproseslərində vahid island minimu-mu müşahidə edilmir. O, iki mərkəzə ayrılmışdır. Onlardan biri Nyufaundlend rayonu, digəri isə Avropa və keçmiş SSRİ-nin Avropa hissəsi üzərində yerləşir.

CM1 makroproseslərində analoji hal Sakit okeanda da müşhidə olunur. Beləliklə, CM1 Şimal yarımkürəsi üzərində ən böyük anomal prosesdir və burada praktiki olaraq iki vacib təsir mərkəzləri- island və aleut mərkəzləri yoxdur. E proseslərində olduğu kimi, barik sahələrin trayektoriyaları meridional tərkib hissələrindən təşkil olunmuşdur.

Şırnaq axınları yalları şimaldan, çökəklikləri isə cə-nubdan əyilib keçirlər, yəni onların coğrafi vəziyyəti şəkil 80 c-də verilmiş sxemdəki izohipsin vəziyyətinə yaxındır.

2. CQ, CM1, CM2 makroproseslərində temperatur ano-maliyalarının paylanmasında, onun aydın meridionallığı özünü göstərir. Bu vaxt temperatur anomaliyaları sahələrinin coğrafi yerləşməsi yüksək yal və çökəkəliklərin məhdudlaşdırıcı konturları ilə yaxşı əlaqəlidirlər (şəkil 80 b). Yüksək yalların qərb hissələri altında Yer səthi üzərində müsbət anomaliya, şərq hissələri altında isə -mənfi anomaliya sahələri formalaşırlar. Keçmiş SSRİ-nin Avropa hissəsi üzərində ən böyük mənfi anomaliya CM1 (5,2 0S-yə qədər), ən kiçik isə- CM2 (3,4 0S) prosesində müşahidə

332

olunur. CQ prosesi orta vəziyyət tutur. 3. CQ, CM1, CM2 makroproseslərində yağıntıların

paylanmasının təhlilinə əsasən demək olar ki, Qara dənizdən Urala qədər çox yağıntılı böyük ərazilər mövcuddur. Bu sahələr yerüstü siklonların fəal yerdəyişməsi ilə əlaqəlidir.

Atlantik okeanının şərq hissəsindənki yağıntı çatış-mazlığı Atlantik yalının şərq hissəsində soyuq havanın adveksiyası (şəkil 80 b) və təzyiqin müvafiq dinamiki dəyişmələri ilə əlaqədar müşahidə olunan antisiklogenezlə əlaqəlidir.

Beləliklə, yuxarıda W, C, E formalarının və onların müxtəlifliklərinin əsas xassələrinin ilin soyuq hissəsi üçün qısa təhlilinə baxıldı. Bu xassələr əsasən ilin isti hissəsində müşahidə olunan formalara xasdır. Lakin, təbii ki, bir sıra fəsli xüsusiyyətlər də mövcuddur.

§ 64. Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının

çoxillik tərəddüdü

Bir sıra fundamental tədqiqatların nəticələri və burada aparılan təhlillər göstərir ki, atmosferin ümumi sirkulyasiyası formalarının təkrarlanmalarının həm ildaxili, həm də çoxillik dəyişmələrində müəyyən xüsusiyyətlər mövcuddur.

Bu xüsusiyyətləri araşdırmaq və müəyyənləşdirmək üçün bəzi kəmiyyət göstəricilərindən istifadə etmək lazım gəlir. Bunlardan biri və ən geniş istifadə olunanı atmosfer

333

sirkulyasiyasının formalarının çoxillik təkrarlanmasının bu və ya digər dövrə aid edilməsi üçün, onların hər bir il üzrə müşahidə olunduğu günlərin sayının orta çoxillik norma qiymətlərinə nisbətinin faizlə ifadəsidir:

,D

DDD iior

−= (162)

burada: iD - hər ildə baxılan sirkulyasiya formasının

müşahidə olunduğu günlərin sayı; D - sirkulyasiya formasının təkrarlanması günlərinin sayının orta çoxillik qiyməti.

Burada bir məqama da diqqət yetirmək lazımdır ki, bir sıra illəri müəyyən bir dövrə aid etmək üçün hər hansı bir formalı prosesin digər formalara nisbətən üstünlük təşkil etməsi mütləq deyil. Ən əsası onların təkrarlanmasının normadan artıq olması lazımdır.

Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının çoxillik tərəd-düdünün tədqiqi məqsədilə A.A.Girs tərəfindən 1891-1966-cı illərdəki müvafiq müşahidə məlumatlarından istifadə etməklə, atmosfer sirkulyasiyasının formalarına aid informasiya kataloqu yaradılmışdır. Aparılan hesablamalar göstərmişdir ki, D -nin 1891-1966-cı illər üzrə orta çoxillik qiymətləri, yəni, qərb formsının (W) çoxillik təkrarlanmasının orta qiyməti 131 gün, şərq formasınınkı (E) - 137 gün və meridionalınkı (C) - isə 97 gün təşkil etmişdir.

Hesablamalar həmçinin göstərir ki, bu formaların ayrı-

334

ayrı illərdə təkrarlanması onların norma qiymətlərindən kəskin olaraq fərqlənirlər. Məsələn, 1891-ci ildə W formanın təkrarlanması 220 gün, 1957-ci ildə isə cəmi 64 gün təşkil etmişdir. E formalı proseslər 1937-ci ildə 231 gün, 1899-cu ildə isə ancaq 42 gün müşahidə olunmuşdur. Nəhayət, C formalı proseslər 1947-ci ildə 154 gün, 1920-ci ildə isə 44 gün olmuşdur.

A.A.Girs tərəfindən W, E, C formalı və Q, M1 və M2 növlü proseslərin hər il təkrarlanması, normadan meyillikləri hesablanmış və inteqral əyrilərinin qrafikləri qurulmuşdur (şəkil 81 və 82).

Şəkil 81-də hər bir formanın dinamikasında uzun-müddətli dövrlər olduqca aydın seçilir və bu dövrlər ərzində bir (və ya iki) sirkulyasiya formasının normanı sistematik olaraq aşması qeyd olunmuşdur. Digər formaların təkrarlanması isə sistematik olaraq normadan aşağı olmuşdur (inteqral əyrinin aşağı düşməsi). Beləliklə, 1900-1928-ci illərdə W-formalı proseslərin təkrarlanmsı sistematik olaraq normanı aşmış, E və C formalarının isə zəifləməsi baş vermişdir.

Kataloqdan aydın olur ki, W formalı dövrə aid olan 29 ildən 24-ündə bu proseslərin illik təkrarlanması normanı aşmış, ancaq 5 ildə normadan aşağı və ya ona yaxın olmuşdur. Bu 5 ildə W formalı günlərin sayı 4212 günə bərabər olmuşdur və 29 il ərzində (10593 gün) ümumi günlərin sayının 40%-ni təşkil etmişdir. Əgər W formalı proses normal inkişaf etsəydi, baxılan dövr ərzində bu 3683

335

gün təşkil edərdi.

Şəkil 81. W, E, C formalı proseslərin illik günlərinin sayının

336

anomaliyalarının inteqral əyriləri.

Şəkil 82. Q, M1 və M2 növlü proseslərin illik günlərinin sayının

anomaliyalarının inteqral əyriləri. Deməli, normadan aşma 529 gün və ya bu dövrdəki

normal günlərin (3683 gün) 14%-ni təşkil edir. E və C formalarının təkrarlanması bu illərdə normadan aşağı düşmüş və müvafiq olaraq 29 ildəki ümumi günlərin sayının 36 və

337

24%-ni təşkil etmişlər. Bunlarla bərabər, baxılan dövrdə (1900-1928-ci illər)

W formalı proseslər ancaq 29 ildəki günlərin 40%-ni təşkil etmişdir, E və C formalı proseslər isə birgə 60% gün, yəni W formasından artıq olmuşdur. Lakin, W formalı proseslərin təkrarlanması normadan 14% artıq olduğu halda, E və C proseslərinin təkrarlanması normadan aşağı olmuşdur. Buna görə də baxılan dövr W formalı dövrə aid edilmişdir.

Bütün bunlar, həmçinin atmosferin və hidrosferin bir sıra xarakteristikalarının çoxillik dəyişmə əyrilərinin gedişindəki dönüş (dəyişiklik) momentinin nəzərə alınması 1900-1928-ci illəri qərb sirkulyasiyası (W) dövrünə aid etməyə əsas vermişdir.

Sirkulyasiya dövrlərinin seçilməsinin belə prinsipi, A.A.Girsin və başqalarının fikrinə görə həm tez anlaşılandır, həm də proqnoz nöqteyi-nəzərdən məqsədəuyğundur.

Şəkil 81-dən görünür ki, sonrakı 11 ildə (1929-1939-cu illər) E formalı proseseslər sistematik olaraq normanı aşmış, W və C formalı proseslər isə zəifləmişdir. E formalı proseslərin təkrarlanması 8 ildə normadan artıq olmuş və 11 ildəki ümumi günlərin sayının 45%-ni təşkil etmişdir. Bu da, baxılan illərdə E formalı günlər norma qiymətindən 14% çoxdur. W və C formalı proseslərin təkrarlanması normadan aşağı olmuş və müvafiq olaraq 33 və 22% vaxtda baş vermişdir. Bütün bunlar baxılan dövrü şərq formalı (E) atmosfer sirkulyasiyası dövrünə aid etməyə imkan

338

vermişdir. 1940-1948-ci illər dövrü meridional sirkulyasiya (C)

dövrünə aid edilmişdir. Bu proseslərin təkrarlanması bütün 9 ildə normanı aşmış, ümumi günlərin sayının 36%-ni təşkil etmişdir ki, bu da normadan 39% çoxdur. Digər iki formalı proseslər zəifləmişdir. Onlar müvafiq olaraq ümumi günlərin sayının 34 və 30%-ni təşkil etmişlər.

1949-1977 –ci illərdə E və C formaları eyni zamanda və növbə ilə inkişaf etmişlər. Bu, baxılan dövrü E+C kombinə olunmuş sirkulyasiya dövrünə aid etməyə imkan verir.

Sakito keanı - Amerika sektorunda da sirkulyasiya for-malarının analoji illərarası dəyişməsi müşahidə olunur (şəkil 82).

Şəkil 81 və şəkil 82-dəki əyrilərin müqayisəsi bütün Şimal yarımkürəsi üçün bir neçə sirkulyasiya dövrlərinin seçilməsinə imkan verir. Məsələn, 1900-1928-ci illərdə birinci sektorda W dövrü olduğu halda, ikinci sektorda əvvəlcə zonal, sonra isə meridional proseslər (M1) inkişaf etmişdir. Deməli, bu illərdə Şimal yarımkürəsində WQ+M1 formalı sirkulyasiya dövrü müşahidə olunmuşdur.

§ 65. Sirkulyasiya dövrlərinin yaranmasının

əsas səbəbləri

Atmosfer sirkulyasiyasının müxtəlif xüsusiyyətlərini müəyyən edən amillərin təhlili göstərmişdir ki, müasir za-

339

manda məlum olan amilləri iki qrupa bölmək olar: da-vamlı, yəni uzun müddət fəaliyyət göstərən və davamsız amillər.

Sirkulyasiya dövrlərinin və onların mərhələlərinin yaranmasına ancaq o amillər təsir edə bilərlər ki, onların dəyişmələrində vaxta görə sirkulyasiya dövrlərinin və onların davamiyyəti ilə müqayisə oluna bilən uzunmüddətli tendensiyalar aşkar olunsun. Belə hallar isə ancaq at-mosferin ümumi sirkulyasiyasına təsir edən xarici amil-lərdə müşahidə olunur.

Bir sıra tədqiqatlarda göstərilmişdir ki, Günəş aktivliyi meridional proseslərin, yəni C, M1 və M2 formalı proseslərin təkrarlanmasının artmasına səbəb olur. Beləliklə, yüksək Günəş aktivliyi dövründə zonal proses-lərin (W, E) meridional formalarına keçməsi tezləşir. Nəticədə, meridional formalı illik günlərin sayı artır, zonal formalı günlərin sayı isə azalır. Belə halda meridional formalı sirkulyasiyalar yaranır.

Günəş aktivliyinin zəifləməsi dövründə Yer atmosferi-nə xas olan (istilik enerjisinin enliklərə görə qeyri-bərabər paylanması və Yerin fırlanması səbəbindən) zonal sirkulyasiya daha az pozulur, yəni zonal sirkulyasiyanın meridionala keçməsi az hallarda baş verir. Bununla əlaqədar olaraq, zonal sirkulyasiyalı günlərin illik sayı normadan çox olmağa başlayır, meridional günlərin sayı isə normadan az olur, nəticədə, qərb sirkulyasiyası dövrü əmələ gəlir.

340

Beləliklə, qərb formalı sirkulyasiya Günəş aktivliyi ilə əlaqədar olaraq yox, onun Yer atmosferinə xas olan zonal sirkulyasiyaya dalğavari təsirinin zəifləməsi ilə əmələ gəlir.

Əvvəldə göstərildiyi kimi, sirkulyasiya dövrünün forma-laşmasında digər xarici amillər, ilk növbədə atmosfer və okeanlarda qabarma hadisələri, Yerin qütblərinin nutasiyası, Yerin fırlanma sürətinin dəyişməsi və s. dami rol oynayırlar.

Bütün bu qüvvələrin birgə təsiri Dünya okeanının səviyyə səthini deformasiya edərək ekvator və qütblərə doğru meylləndirirlər. Birinci halda Qolfstrim və Kurosio okean cərəyanları və deməli isti suların (havanın) bununla əlaqədar yüksək enliklərə axını zəifləyir, qütb-ekvator temperatur fərqi artır, bu da öz növbəsində havada qərb axınlarının sürətlənməsinə, yəni qərb formalı dövrün yaranmasına səbəb olur. İkinci halda isə, qütb - ekvator temperatur fərqi azalır, bu da öz növbəsində atmosfer sirkulyasiyasının meridional formalı dövrlərinin yaranmasına təkan verir.

§ 66. Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının

qanunauyğunluqlarının havanın uzunmüddətli proqnozları məsələlərində istifadə edilməsi prinsipləri

Makrometeoroloji tədqiqatların tarixində havanın uzunmüddətli proqnozlarını hazırlamaq üçün çoxsaylı təşəbbüslər göstərilmişdir. Bunlar başlıca olaraq statistik yolla alınan müxtəlif növlü əlaqələrin, həmçinin, atmosfer

341

proseslərinin dövrilik, ritmilik kimi xassələrin nəzərə alınmasına əsaslanmışdır. Bir sıra hallarda isə bu problemin həlli təşəbbüsü xarici amillərin (Günəş aktivliyi, Ayın və Günəşin qabarma qüvvələri və s.) nəzərə alınmasına əsaslanmışdır.

Çoxsaylı belə əlaqələrin alınmasına baxmayaraq, on-ların proqnostik qiymətləri az səmərəli olmuşlar. Bunun əsas səbəbi bizim planetdə atmosfer proseslərinin çoxamilliyinin həddən artıq mürəkkəbliyi və onları zamana və məkana görə xarakterizə edən faktiki məlumatların lazımi qədər olmamasıdır.

Uzunmüddətli proqnozların problemlərinin həllində yanaşmaların müxtəlifnövlüyü Şimal yarımkürəsinin ayrı-ayrı zonalarında atmosfer proseslərinin bu və ya digər xüsusiyyətlərini nəzərə alan və müxtəlif prinsiplərə əsaslanan çoxsaylı üsulların təklif edilməsinə səbəb olmuşdur. Təbii ki, belə üsulların köməyi ilə hazırlanan proqnozların özünü doğrultması eyni və adətən aşağı olmuşdur.

Havanın uzunmüddətli proqnozu məsələsi üçün Q.Y.Vangengeym tərəfindən təklif olunmuş əsas prinsiplər bu sahədə böyük irəliləyişə səbəb olmuşdur.

Bunlardan ən başlıcası ondan ibarətdir ki, Şimal yarım-kürəsinin məhdud zonalarında müşahidə olunan prosesləri ən azı bütün yarımkürədə baş verən proseslər fonunda öyrənərək, onlara qarşılıqlı əlaqəli və üzvü şəkildə bir-biri ilə bağlı proseslər kimi baxmaq lazımdır.

Başqa sözlə, yarımkürənin ayrı-ayrı nisbətən böyük

342

olmayan ərazilərindəki proseslərə baxılan ərazinin konkret fiziki-coğrafi şəraitindəki atmosferin ümumi sirkulya-siyasının təzahürünün nəticəsi kimi baxılmalıdır. Müasir zamanda bu ideya A.S.Monin tərəfindən aşağıdakı kimi formalaşdırılmışdır: “Uzunmüddətli proseslərdə bütün tərkib hissələri bir-biri ilə güclü qarşılıqlı təsirdə olan atmosfer vahid sistem kimi çıxış edir. Uzun müddət ərzində atmosferin heç bir hissəsinə ayrıca baxmaq olmaz, belə ki, qarşılıqlı təsir nəticəsində bir hissənin təkamülü nəinki onun xüsusi vəziyyəti, həm də atmosferin bütün qalan hissələrinin vəziyyəti ilə müəyyən olunur... Başqa sözlə, atmosfer prosesləri qaçılmaz olaraq qlobaldır... Beləliklə, bu proseslərə atmosferin ümumi sirkulyasiyasının tərəddüdləri kimi baxmaq lazımdır».

Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının öyrənilməsi və uzunmüddətli proqnoz üsullarının işlənməsi arasındakı belə aşkar əlaqələrin olmasına baxmayaraq, hər iki problem uzun müddət ərzində bir-birindən asılı olmayaraq öyrənilmişdir. Bu isə mənfi rol oynamış və lazımi tərəqqiyə mane olmuşdur. Bu iki problemin əlaqələndirilməsinin ilk təşəbbüsü Teyerssan de Bora və B.P.Multanovskiyə aiddir. Lakin, bu növlü ən geniş tədqiqatlar Q.Y.Vangengeym tərəfindən aparılmış və onun işlərində Şimal yarımkürəsinin atmosfer sirkulyasiyasının real formaları öyrənilmişdir. Bütün bunlar isə havanın uzunmüddətli proqnozlarının makrosirkulyasiya üsulunun işlənməsinə imkan vermişdir.

343

Buraya Nemayesin rəhbərlik etdiyi Amerika məktəbinin tədqiqatlarını da aid etmək olar. Bu tədqiqatlarda ABŞ üzərində hava rejiminin və atmosfer proseslərinin xarakterinin Şimal yarımkürəsi üzərində ümumi sirkulyasiya ilə əlaqələri öyrənilmişdir.

Bu istiqamətdə digər tədqiqatlar atmosfer sirkulyasiya-sının riyazi modelləşdirilməsi olmuşdur (N.Y.Koçin, Y.N.Blinova, Fillips, Smaqorinski, Mins və başqaları).

Havanın uzunmüddətli proqnozları problemlərinin həl-lində yuxarıda göstərilən və digər üsulların işlənməsi müasir dövrdə bir sıra ölkələrdə müvafiq tədqiqat mər-kəzlərinin yaranmasına səbəb olmuşdur. Bunlardan ən vacib mərkəzlərə Rusiyada, ABŞ-da, Yaponiyada, İngil-tərədə fəaliyyət göstərən mərkəzləri aid etmək olar.

Vangengeym məktəbinin uzunmüddətli meteoroloji proqnozunun makrosirkulyasiya üsulunun əsas prinsipləri və müddəaları Q.Y.Vangengeym tərəfindən 1935-1939-cu illərdə müəyyən edilmişdir. Sonralar bu üsul praktiki işlərin tələbinə uyğun olaraq aşağıdakı əsas prinsiplərə görə inkişaf etdirilmişdir:

1. Baxılan məhdud ərazidəki (Arktika) proseslərə bu ərazinin konkret fiziki-coğrafi şəraitində atmosferin ümumi sirkulyasiyasının təzahürlərinin nəticəsi kimi baxmaq lazımdır. Buradan belə nəticə çıxır ki, bütün Şimal yarımkürəsindəki proseslər fonunda Arktikadakı prosesləri qarşılıqlı əlaqəli və bir çox hallarda qarşılıqlı şərtləndirilən hesab etməklə öyrənmək lazımdır.

344

2. Şimal yarımkürəsinin sirkulyasiya fonunu nəzərə almaq üçün, meteoroloji elementlərin orta çoxillik qiymətləri ilə bərabər, atmosfer sirkulyasiyasını da nəzərə almaq lazımdır. Bunun üçün onun W, C, E formalarını qəbul etmək və ya yarımkürə üçün onların doqquz növünə, yəni Wq, WM1, WM2, Eq, EM1, EM2, Cq, CM1, CM2-yə baxmaq məqsədəuyğundur.

3. Atmosferin ümumi sirkulyasiyası onun əsas formla-rının əmələ gəlməsinin fasiləsiz prosesidir və onun inki-şafında müxtəlif zaman və məkan miqyaslı mərhələlər möv-cuddur. Müasir dövrə qədər aşağıdakı mərhələlər aşkar edilmişdir: davamiyyəti 3-4 gün olan elementar sinoptik proses; davamiyyəti 8-12 gün olan bircins sirkulyasiya dövrü; ildaxili mərhələlər (1-5 ay); epoxa mərhələləri (2-6 il); sirkulyasiya epoxaları (10-30 il). Bütün bu mərhələlər ümumi sirkulyasiyanın inkişafının vahid prosesinin mərhələləri olaraq bir-biri ilə sıx əlaqəlidirlər və bir çox hallarda bir-birindən asılıdırlar.

4. Proqnozlaşdırılan dövrün prosesləri ayrıca olaraq yaranmır, onlar qanunauyğun olaraq əvvəlki dövrün proseslərinin inkişafı nəticəsində əmələ gəlirlər. Ona görə, uzunmüddətli proqnoz tərtib edilərkən, atmosfer sirkulyasiyası formaları qanunauyğunluqları ilə bərabər, keçmiş illərdəki proseslərdən yuxarıda baxılan əvvəlki dövrə analoji olan prosesləri də seçmək lazımdır. Onları xarici əlamətlərinə görə yox, proseslərin daxili xüsusiy-yətlərini əks etdirən genetik əlamətlərə görə müəyyən

345

etmək, yəni homoloqları seçmək lazımdır. 5. Uzunmüddətli proqnozların tərtibi üçün homoloq-

ların istifadəsi vaxtı, ən yaxşı yaxınlaşması olan bir homo-loqa yox, homoloqlar qrupuna əsaslanmaq məqsədə-uyğundur. Proqnoz kimi homoloqlar qrupunun orta (və ya üstünlük təşkil edən) xarakteristikalarını qəbul etməklə, keçmişdə müəyyən inkişafa malik olan proseslərdən sonra, gələcəkdə onların ən mümkün ola bilən xarakteri götürülür. Ən yaxşı homoloq isə heç də həmişə ən ehtimal olunan variant ola bilməz.

6. Uzunmüddətli proqnozlar üsulunu prosesləri növlərə ayırmaya görə əsaslandırarkən, iki növ təsnifat aparmaq lazımdır: onlardan birincisi şəraitin təsnifatıdır (məsələn, W, C, E və s.), ikincisi isə müxtəlif dövrlərdə proseslərin eynicins inkişaf halqalarının təsnifatıdır. Bir neçə belə halqanı bir qrupda birləşdirərək və hər bir mərhələnin orta qrup xarakteristikalarını alaraq, elə homoloqlar qrupu seçiləcəkdir ki, bunlar da nəinki ilkin dövrdə, həm də proqnozlaşdırılan dövrdə proseslərin gedişini əlaqələndirəcəkdir.

7. Uzunmüddətli proqnozlar üsulu kompleks olmalıdır, yəni onun elmi əsasları atmosfer proseslərinin müxtəlif vasitələrlə (aerosinoptik, iqlim, fiziki-statistik, hidrodinamiki və s.) təhlili nəticəsində öyrənilən mühitin kompleks qanunauyğunluqlarına əsaslanmalıdır.

Beləliklə, müxtəlif üsullarla tərtib olunmuş hazır proqnozların mexaniki birləşdirilməsi az səmərəlidir və

346

kompleks proqnozların tərtib olunmasının əsasını təşkil edə bilməzlər.

Nemayes məktəbi üsulunun əsasını təşkil edən ümumi sirkulyasiyanın inkişafının əsas qanunauyğunluqları. Havanın uzunmüddətli proqnozu üsullarının işlənməsi istiqamətindəki tədqiqatlarda Nemayes və onun davamçıları (ABŞ) Şimal yarımkürəsində atmosferin ümumi sirkulyasiyasının qanunauyğunluqları və onların ABŞ-ın fiziki-coğrafi şəraitində təzahürlərinin xüsusiyytlərini öyrənərək, proqnostik əhəmiyyətə malik olan aşağıdakı qanunauyğunluqları aşkar etmişlər:

1) Qısa (siklonik) termobarik dalğalarla bərabər, troposferdə və aşağı stratosferdə müşahidə olunan uzun dalğalar da mövcuddur. Bu dalğaların xarakteri bir çox hallarda Yer səthində meteoroloji elementlərin anomaliya-larının işarələrini, qiymətlərini və coğrafi yerini təyin edir.

2) Uzun termobarik dalğalar müxtəlif dövrlərdə orta xəritələrdə (MTX700) yaxşı seçilirlər. Onlar cəbhəvi dalğalara nisbətən yüksək dərəcədə dayanıqlıdırlar. Onların yerdəyişmə sürətlərini müəyyən etmək üçün cəbhəvi dalğalara tətbiq olunan düsturlar vasitəsilə müəyyən oluna bilər.

3) Uzun termobarik dalğaların xarakteri (böyük amplitudalı stasionar və kiçik amplitudalı tez hərəkət edən) dəniz səviyyəsində atmosferin hərəkət mərkəzlərinin yerini, dayanıqlığını və intensivliyini müəyyən edir.

4) Uzun termobarik dalğaların xarakteri bir çox

347

hallarda atmosferlə döşəmə səth arasındakı qarşılıqlı təsirlərlə (istilik qarşılıqlı təsir və oroqrafik təsir) müəyyən olunur.

5) Bir çox hallarda yüksək yal və çökəkliklərin da-yanıqlığı və intensivliyi səth örtüyünün vəziyyətindən asılıdır.

6) Meteoroloji elementlərin MTX700 səthi proqnozun-dan yerüstü proqnozuna keçid üsulları müəyyənləş-dirilmişdir.

Yuxarıda göstərilən qanunauyğunluqlara əsaslanaraq, Nemayes öz əməkdaşları ilə birlikdə 5 gün və bir ay qabağa proqnoz üsulları işləyib hazırlamışlar.

348

X FƏSIL

ATMOSFERIN ÜMUMI SIRKULYASIYASININ HIDRODINAMIKI ÜSULLA TƏDQIQININ

ƏSASLARI

§ 67. Məsələnin qoyuluşu

Əvvəlki fəsillərdə istilik, rütubətlik və hava axınları tənlikləri hər bir müvafiq prosesin izahını vermək üçün təhlil edilmişdi.

Lakin, atmosferin ümumi sirkulyasiyası kimi planetar miqyaslı prosesin struktur elementləri olan hava kütlələrinin, atmosfer cəbhələrinin, siklon və antisiklonların hərəkətlərinin öyrənilməsində bu tənliklərin bir-birindən ayrılıqda tətbiq edilməsi müəyyən çətinliklər yaradır. Məlumdur ki, real atmosferdə hər bir hadisə bir sıra digər atmosfer prosesləri ilə qarşılıqlı hərəkətdə və təsirdə olur. Ancaq, bu qarşılıqlı hərəkətləri nəzərə almaqla, baxılan hadisənin təhlilini tam əsaslandırılmış formada aparmaq olar.

Məsələn, təzyiqin lokal dəyişməsini və ya temperaturun advektiv dəyişməsini hesablayarkən, nəzərə almaq lazımdır ki, bu tənliklərin düsturlarına daxil olan digər meteoroloji kəmiyyətlər də zamana görə dəyişirlər. Beləliklə, hesablamaların nəticələri, daha ciddi deyilsə, an-

349

caq baxılan zaman kəsiyi üçün düzgün olacaq. Növbəti zaman kəsiyində baxılan elementlər dəyişəcəklər və bu nəzərə alınmalıdır.

Tutaq ki, müəyyən bir məntəqədə müəyyən bir vaxtda

temperaturun lokal dəyişməsinin sürəti tT

∂∂ aşağıdakı

düsturla hesablanır:

∂∂

+∂∂

−=∂∂

yTv

xTu

tT , (163)

onda, bizi maraqlandıran zaman kəsiyində (məsələn, bir sutka ərzində) bu sürətin sabit qalacağını hesab etmək olmaz. Təbii ki, temperaturun dəyişməsi sürəti müəyyən bir məntəqədə bir sutka ərzində heç vaxt sabit olmur.

Beləliklə, tT

∂∂ -nin hesablanmış qiyməti müəyyən bir kiçik

vaxt intervalı üçün düzgün olacaq. tT

∂∂ -ni növbəti zaman

anı üçün hesablamaq məqsədilə yenidən (163) tənliyindən istifadə etmək lazım gələcəkdir. Lakin, bunun üçün (163) tənliyinin sağ tərəfinə daxil olan meteoroloji elementlərin (o cümlədən, küləyin sürətinin) qiymətləri məlum olmalıdır. Aydındır ki, bu qiymətlər özlərinin başlanğıc qiymətlərinə bərabər olmayacaqlar və onların dəyişmələrini nəzərə almaq lazımdır.

Bütün bunlar göstərir ki, yuxarıda baxılan proseslərin öyrənilməsi ancaq atmosfer proseslərinin vahid fiziki-riyazi təsviri əsasında mümkündür. Atmosferə tətbiqi

350

nöqteyi-nəzərdən hidrodinamika və termodinamika tənlikləri bu əsası təşkil edirlər. Buna görə də müvafiq tədqiqat üsulları hidrodinamiki üsullar adlanır.

Baxılan məsələlərin hidrodinamiki üsullarla həll edilməsi aşağıdakı şərtlər çərçivəsində mümkündür:

1) hesablamalar ardıcıl mərhələlərlə və yaxud «addımlarla» aparılmalıdır (müasir hesablama sxemlərində bir «addımın» davamiyyəti təxminən 1 saatdır);

2) hesablama prosesində baxılan meteoroloji elementin növbəti qiyməti ilə bərabər, paralel olaraq, onun asılı olduğu elementlərin də qiymətləri hesablanmalıdır.

Bu vaxt, birinci addımın sonuna müvafiq olan zaman kəsiyi üçün, meteoroloji elementlərin hesablanmış qiymətləri ikinci addımda hesablama aparmaq üçün başlanğıc məlumatlar kimi qəbul edilirlər və s.

Hidrodinamiki üsullar atmosferin ümumi sirkulyasiyasının problemlərinin tədqiqi ilə bərabər, müxtəlif proqnoz məsələlərinin həllində də getdikcə daha geniş istifadə olunurlar. Bunlara Yer səthi üzərində və müxtəlif hündürlüklərdə barik sahələrin qısamüddətli proqnozlarını aid etmək olar. Bunlarla bərabər, külək sahəsinin, sürətin şaquli tərkib hissəsinin, temperatur sahəsinin, rütubətliyin proqnozlarının verilməsi məsələləri də hidrodinamiki üsulla həll edilmişdir. Hidrodinamiki üsul həm də meteoroloji elementlərin uzunmüddətli proqnozlarının işlənməsi üçün də istifadə olunur.

Beləliklə, atmosfer – okean – materik sistemindəki

351

proseslərin inkişfının tam və kəmiyyətcə riyazi təsviri atmosferin ümumi sirkulyasiyasının hidrotermodinami-ki nəzəriyyəsinin əsaslarını təşkil edir və tədqiqatlarda aşağıdakı fizika qanunları istifadə olunurlar:

1) Nyutonun ikinci qanunu (cismin təcilinin ona tə-sir edən qüvvələrlə əlaqəsini göstərir); 2) Kütlənin saxlanması qanunu; 3) Termodinamikanın birinci qanunu (istənilən qaza verilən istiliyin qazın temperaturunun dəyişməsinə və təzyiq qüvvələrinin genişlənməsinin əksinə olan işə sərf olunduğunu göstərir); 4) Şüalanmanın köçürülmə qanunları (atmosferin müxtəlif tərkib hissələrinin konsentrasiyasından və molekulyar quruluşundan asılı olaraq istiliyin udulmasının və əks olunmasının gedişini göstərirlər); 5) Su buxarının diffuziya və termodinamika qanunları.

Bütün bu qanunlar dəyişmə proseslərini təsvir edirlər və differensial tənliklər sistemi kimi riyazi formada təqdim oluna bilərlər. Burada qeyd etmək lazımdır ki, hidrotermodinamika nəzəriyyəsi və onun tənlikləri atmosferin vəziyyətilə bərabər, okeanların, torpağın və ya qar örtüyünün vəziyyətini də təsvir edirlər.

§ 68. Hidrotermodinamikanın tam tənlikləri

Əvvəlki fəsillərdə göstərilmiş hidrodinamikanın və

352

termodinamikanın əsas tənlikləri – kütlənin, enerjinin və hərəkətin saxlanması kimi qanunların riyazi ifadələrindən ibarətdir. Onları atmosfer kimi hərtərəfli sıxılan mühitə təbiq etmək mümkündür.

Qarşıya qoyulan məsələlərin həllində əsas meteoroloji elementlər kimi üç skalyar kəmiyyətə – təzyiqə ( )p , temperatura ( )T və sıxlığa ( )ρ , və havanın hərəkətinin sürət vektorunun üç tərkib hissəsinə – üfüqi (u və v) və şaquli ( w ) hissələrə baxmaq olar. Ümumiyyətlə, bu kəmiyyətlər vaxt keçdikcə bir nöqtədən digərinə dəyişirlər, yəni onlar koordinatların və vaxtın funksiyalarıdır. Başlanğıc sistem kimi zyx ,, dekart koordinat sistemindən istifadə etmək olar. Burada z oxu şaquli olaraq yuxarı, x oxu enlik dairəsinə, y oxu isə - meridian dairəsinə toxunan istiqamətindədir.

Hərəkətin miqdarının saxlanması qanununun (Nyutonun ikinci qanununun) baxılan mühit üçün ifadəsi üç hərəkət tənliyindən ibarətdir və onların hər biri qarşılıqlı perpendikulyar istiqamətlərin birində təsir göstərən qüvvələrin balansını müəyyənləşdirir.

Beləliklə, atmosferdəki hərəkətlərə təsir edən qüvvələri nəzərə almaqla, V fəsildəki (91) hərəkətin miqdarı tənliklərini turbulent atmosfer üçün aşağıdakı kimi yazmaq olar:

zuk

zukvw

xp

dtdu

zy ∂∂

∂∂

+∆++−∂∂

−= '221ωω

ρ, (164)

353

zvk

zvkwu

yp

dtdv

xz ∂∂

∂∂

+∆++−∂∂

−= '221ωω

ρ, (165)

zwk

zwkuvg

zp

dtdw

yx ∂∂

∂∂

+∆++−−∂∂

−= '221ωω

ρ, (166)

burada: zy , , ωωωx -Yerin fırlanmasının bucaq sürəti vekto-

runun proyeksiyaları; g -sərbəstdüşmə təcili; k və 'k -şaquli və üfüqi istiqamətdə turbulentlik əmsalları.

Çox da kiçik miqyaslı olmayan hərəkətlər üçün hərəkətin miqdarı tənliyinin şaquli üzrə proyeksiyasını böyük dəqiqliklə statitka tənliyi ilə əvəz etmək olar:

ρ•−=∂∂ g

zp . (167)

(164)-(167) tənliklərində beş axtarılan funksiya var: ,u ,v ,w ,p .ρ Buradan tam aydın görünür ki, (164)-(167)

tənlikləri qapalı sistemdən ibarət deyillər və əlavə tənliklər cəlb olunmadan həll edilə bilməzlər, belə ki, tənliklərin sayı axtarılan funksiyaların sayından azdır.

Belə əlavə tənliklərdən biri kəsilməzlik tənliyidir (bax düstur (93)). Bu tənlik mayenin və ya qazın hərəkətlərinə tətbiqi nöqteyi-nəzərdən kütlənin saxlanması qanununu ifadə edir.

İkinci əlavə tənlik isə istiliyin axıb gəlməsi tənliyidir (bax düstur (43)). Termodinamikanın birinci qanununu ifadə edən bu tənlik istilik enerjisinə tətbiqi nöqteyi-nəzərdən enerjinin saxlanması qanununu ifadə edir.

Qeyd etmək lazımdır ki, hərəkətin miqdarı tənliyi və

354

kəsilməzlik tənliyi hidrodinamikanın əsas tənlikləri kimi tanınır.

Baxılan tənliklər altı üzvü olan sistemdən ibarətdir və məlum sabit kəmiyyətlərlə bərabər, altı naməlum kəmiyyət - ,p ,ρ ,T ,u ,v ,w həm də istilik axını (ε ) kimi naməlum üzvləri var. Bununla əlaqədar olaraq, atmosferdəki hərəkətləri iki növlə fərqləndirmək məqsədəuyğundur.

Birinci növ hərəkətlərə elə hərəkətləri aid etmək olar ki, bunlarda istilik axını kəmiyyəti ( )ε ya əsas meteoroloji elementlər, ya da ,x ,y z koordinatları və t zaman kimi sərbəst kəmiyyətlər vasitəsilə müəyyən formada verilsin. Bu şərt daxilində baxılan tənliklər altı naməlum kəmiyyəti olan qapalı tənliklər sistemindən ibarətdir. Belə növlü hərəkətlər üçün ən sadə nümunə adiabatik hərəkətlərdir, yəni bu hərəkətlərdə .0=ε Bu halda hava hissəciklərinin temperaturunun dəyişməsi ancaq onların sıxılması və ya genişlənməsi hallarında baş verə bilər.

İkinci növlü hərəkətlərdə istilik axını yuxarıda baxılan sərbəst kəmiyyətlərlə ifadə olunmurlar və deməli, altı tənlik qapalı sistem təşkil etmir. Buna görə də, əlavə tənliklər cəlb etmək lazım gəlir. Məsələn, əgər istiliyin şüa axını nəzərə alınırsa, onda şüa istilik mübadiləsi tənliyi, suyun faza keçidləri vaxtı istilik axını nəzərə alınırsa, onda rütubətliyin ( )q atmosferdə daşınması tənliyi əlavə edilməlidir (bax düstur 56).

355

Atmosfer prosesləri öyrənilərkən, atmosferə sıxılan mühit kimi baxılır. Bu xüsusiyyəti nəzərə almaq üçün hal tənliyi (bax düstur 94) də yuxarıdakı tənliklər sisteminə daxil edilmişdir.

§ 69. Hidrotermodinamika tənliklərinin həllində istifadə olunan sadələşdirilmələrin təsnifatı

Məlumdur ki, hidrotermodinamikanın tam tənliklərinin

həllində böyük riyazi çətinliklər mövcuddur. Bunlara, atmosferin müəyyən xarakteristikaları (məsələn, turbulentlik) haqqında sistematik məlumatların yoxluğu ilə əlaqəli olan çətinliklər də əlavə edilir.

Buna görə də, bir sıra hallarda, o cümlədən, proqnostik məsələlərin həllində hidrotermodinamika tənlikləri müəyyən fiziki əsaslara və yaxud digər prinsiplərə görə müxtəlif formalı sadələşdirilmələrə məruz qalırlar.

Ən çox hallarda rast gəlinən sadələşdirilmələr aşağı-dakı istiqamətlərdə aparılır.

1) Atmosfer proseslərinin kvazistatikliyi. Şaquli proyeksiya üzrə hərəkətin miqdarı tənliyinin statika tənliyi ilə ifadə edilməsi kvazistatik yaxınlaşma və statika tənliyi yerinə yetirilən hərəkətlər isə –kvazistatik hərəkətlər adlanır.

2) Atmosfer proseslərinin kvaziadiabatikliyi. Burada

356

istiliyin kənardan öyrənilən sistemə gəlməsi və ya sistemdən axıb getməsini nəzərə almamaq olar. Belə ki, irimiqyaslı hərəkətlərdə bir sutka ərzində temperaturun lokal dəyişmələri, hava kütlələrinin adveksiyası və hava kütlələrinin şaquli yerdəyişməsi vaxtı temperaturun adia-batik dəyişmələrinə nisbətən çox azdır. Beləliklə, hərəkətlərin adiabatikliyi prinsipi üzərində qurulmuş sxemlər kvaziadiabatik sxemlər adlanır.

Burada qeyd etmək lazımdır ki, qeyri-adiabatik modellərin işlənməsi isə, ümumiyyətlə, atmosfer fizikasının kompleks problemidir. Bu modellərin tənliklərinin həlli şüa və turbulent istilik mübadiləsi və suyun faza keçidləri hesabına istilk axınları ilə meteoroloji elementlər sahəsi arasındakı əlaqələrin qanunauyğunluqlarına əsaslanmalıdır.

3) Atmosfer hərəkətlərinin kvazigeostrofikliyi. Bu fərziyyənin məğzi ondan ibarətdir ki, hərəkət geostrofik hərəkətə yaxın hesab olunmaqla, küləyin üfüqi komponentləri aşağıdakı kimi ifadə olunurlar:

′′+=

′+=

vvv

uuu

g

g , (168)

burada: yH

lgug ∂

∂−= və

xH

lgvg ∂

∂= - geostrofik küləyin

komponentləri; u′ və v′ -onlardan kiçik kənara çıxmalar. Kvazigeostrofiklik fərziyyəsi ilk dəfə nəzəri olaraq

A.İ.Kibel tərəfindən 1940-cı ildə əsaslandırılmışdır. Son-

357

ralar bu fərziyyə A.M.Obuxov tərəfindən geniş tədqiq olunmuşdur.

Atmosfer proseslərinin kvazigeostrofikliyi prinsipini tətbiq etməklə alınan əsas nəticəni (kiçikmiqyaslı dalğaları xaric etmək) başqa yolla da almaq olar. Bunun üçün, hərəkətin miqdarı tənliklərinin sürət komponentləri üçün kvazisolenoidal yaxınlaşma prinsipindən istifadə olunur.

Hidrodinamikadan məlumdur ki, mayenin istənilən səthi hərəkəti iki komponent formasında təqdim oluna bilər: solenoidallı (burulğanlı), potensial (burulğansız). Bunlara müvafiq olaraq, mayenin hərəkət sahəsini təsvir etmək üçün x və y koordinatlarından asılı olaraq iki funksiya daxil edilir: ( )),( yxψ - cərəyan və ( )),( yxϕ -potensial funksiyaları. Onda u və v sürətlərinin tərkib hissəsiləri ψ və ϕ -yə görə törəmələr vasitəsilə aşağıdakı kimi yazılacaqlar:

∂∂

+∂∂

−=

∂∂

+∂∂

−=

yxv

xyu

ϕψ

ϕψ

. (169)

Təhlillər göstərmişdir ki, (169) ifadələri geostrofik külək düsturlarından fərqli olaraq real küləyin sürətinin tərkib hissələrini daha dəqiq ifadə edirlər.

Bunlarla bərabər, barotrop və baroklin mühit anlayışları da elmi terminlər sisteminə daxil edilmişdir.

Barotrop mühit elə mühit adlanır ki, orada təzyiq

358

ancaq tək sıxlığın və ya tək temperaturun funksiyasıdır. Bu halda hidrotermodinamika tənliklər sistemi əhəmiyyətli dərəcədə sadələşir. Hərəkətin kvazigeostrofiklik fərziyyəsində isə bu tənliklər sistemi, ya təzyiq, ya da izobarik səthin hündürlüyü üçün bir tənliyə gətirilir. Bu tənlik müxtəlif üsullarla alına bilər:

Ω=∂

∂∆ A

tH , (170)

burada: 2

2

2

2

yx ∂∂

+∂∂

=∆ ,

+∆−=Ω lH

lgHA , .

(170) tənliyi burulğanın sürəti tənliyi də adlanır. (170) tənliyinə analoji olan tənliyi başqa üsulla da

almaq olar və aşağıdakı kimi yazılır:

Ω=∂

∂−

∂∂

∆ Al

Ht

H 2α , (171)

burada: Hg

l 22 =α -məlum parametr; H -H-ın orta

qiyməti. Baroklin mühit dedikdə, baroklinlik xassəsinə malik

olan mühit nəzərdə tutulur. Baroklin mühitdə qazın paylanması vaxtı, onun sıxlığı həm təzyiqin, həm də digər parametrlərin funksiyalarıdır. Bu parametrlər quru hava üçün temperaturdan, nəmli hava üçün isə – temperaturdan və rütubətlikdən ibarətdir. Baroklin atmosferdə bərabər sıxlıq səthləri (izopiknik səthlər) və bərabər xüsusi həcmli səthləri (izosterik səthlər) izobarik səthlərlə üst – üstə

359

düşmür, lakin onunla kəsişərək izobarik-izosterik solenoidlər yaradırlar. Sinoptik xəritələrdə baroklinliyin göstəricisi izobarik səthdə temperatur qradiyentlərinin olmasıdır. Baroklinlik dərəcəsi üfüqi və ya şaquli səthlərlə kəsişən vahid sahədəki izobarik-izosteriklərin sayı ilə ölçülür. Əgər, səth üfüqidirsə, onda bu ədəd aşağıdakı ifadə ilə hesablanacaq:

xp

yp

yp

xN

∂∂

∂∂

−∂∂

∂∂

=ϑ , (172)

burada: ϑ -xüsusi həcm. Real atmosfer isə tam baroklin atmosferdir. Hidrotermodinamikanın tam tənliklərinin

sadələşdirilməsi prinsiplərindən və onların sonrakı həllindən asılı olaraq hesablama sxemlərində fərqlər əmələ gəlir.

§ 70. Hidrotermodinamika tənliklərinin həllində

istifadə olunan koordinat sistemləri

Yuxarıda göstərilən tənliklərə dekart koordinat sis-temində baxılmışdır. Müxtəlif məsələlərin həllində onlar üzərində müəyyən sadələşdirmələr aparılır və bu sadələş-dirmələrin ən əsas istiqamətlərindən biri, onlara başqa koordinat sistemində baxılmasıdır. Bu koordinat sistemlərinin müəyyən hissəsi şaquli, digəriləri isə - üfüqi koordinatlarla əlaqəlidir.

Şaquli koordinatlarla əlaqəli olanlara izobarik, (x, y, ξ,

360

t) və σ-koordinat kimi adlanan sistemlər aiddirlər. İzobarik koordinat sistemi. Əgər dekart koordinat

sistemində sərbəst dəyişənlər x, y, z, t –sə, onda izobarik koordinat sistemində sərbəst dəyişənlər xp, yp, p və tp olacaq. Bu vaxt xp=x, yp=y, tp=t, və p və z koordinatları arasında əlaqə statika tənliyi (bax düstur (167)) ilə ifadə olunur.

Yeni koordinat sistemində koordinat və zaman funksiyaları kimi aşağıdakılar olacaq:

( ),,,,,,, ppp tpyxHzTvu = (173)

zpw

ypv

xpu

tp

dtdp

∂∂

+∂∂

+∂∂

+∂∂

==τ . (174)

(174) funksiyası şaquli sürətin analoqudur. Onun ayrı-ayrı üzvlərinin qiymətlərinin dəyərlilik dərəcəsini qiymətləndirməklə, belə nəticəyə gəlmək olar:

.wgzpw ••−=

∂∂

≈ ρτ (175)

Buradan alınan nəticələrdən biri də odur ki, τ müsbət olduqda hərəkət qalxan hərəkətdir və əksinə.

(x, y, ξ, t) koordinat sistemi. Belə sistemdə şaquli koordinat kimi aşağıdakı şərt qəbul edilmişdir:

,Pp

=ξ (176)

burada: P=const (adətən P=1000 hPa). p və ξ -yə görə törəmələr arasındakı aşağıdakı

əlaqələr var:

361

,1ξ

ξξ ∂

∂=

∂∂

∂∂

=∂∂

Ppp (177)

.p

P∂∂

=∂∂ξ

(178)

σ-koordinat sistemi. x, y, z, t və x, y, p, t koordinat sistemlərinin çatışmazlıqlarından biri də odur ki, Yer səthi nə z=const, nə də hər hansı digər bir p=const səthi ilə üst-üstə düşür. Bu hal Yer səthi yaxınlığında atmosfer hərəkətlərinin təsvirində çətinliklər yarada bilər. Buna görə də, σ-koordinat sistemi müəyyən üstünlüklərə malikdir. Bu sistemdə şaquli koordinat kimi σ qəbul edilir və aşağıdakı kimi yazılır:

,sp

p=σ (179)

burada: sp – Yer səthi səviyyəsində təzyiqdir və dəyişən kəmiyyətdir.

Bu sistemin digər koordinatları belə yazılacaq: xσ = xp = x; yσ = yp = y; tσ = tp= t. (180)

Yeni koordinat sistemində koordinat və zaman funksiyaları kimi aşağıdakılar olacaq:

( ),,,,,,, σσσ tpyxHzTvu = (181)

∂∂

+∂∂

+∂

∂−==

ypv

xpu

tp

pdtd sss

s

στσ

σ1 . (182)

Sferik koordinat sistemi. Atmosfer proseslərinin

362

öyrənilməsində və bütün Yer kürəsi və ya onun yarımkürəsi üçün proqnoz məsələlərinin həllində sferik koordinat sistemində yazılmış tənliklərdən istifadə etmək lazımdır.

Sferik enlikdən və sferik uzunluqdan yerdəki nöqtənin vəziyyətini Yer sferası səthində ekvator və başlanğıc meridian müstəvilərinə nisbətən təyin edən bucaqlara (en və uzunluq) sferik koordinat deyilir (şəkil 83).

Deməli, r, λ və θ sferik koordinatlardır. Onda hərəkətin miqdarı r, λ və θ oxları boyunca, kəsilməzlik və istilik axını tənlikləri müvafiq olaraq başqa formada yazılacaqdır.

Şəkil 83. Sferik koordinat sistemi.

363

Burada: r -Yerin mərkəzindən hər hansı bir N nöq-təsinə qədər məsafə; λ -həmin nöqtənin coğrafi uzunluğu (şərqə doğru müsbətdir); θ=π/2-ϕ -qütb bucağı və ya ϕ -coğrafi enliyinə əlavə.

Kartoqrafik proyeksiya ilə əlaqəli olan koordinat sistemləri. Sferik koordinat sistemini istifadə etdikdə meridianlar arasında məsafə qeyri-bərabər olduğuna və bəzi digər səbəblərə görə riyazi xarakterli bir sıra çətinliklər yaranır. Bu səbəbə görə baxılan koordinat sisteminin tətbiqi məhduddur.

Hidrotermodinamika tənliklərinin həllində üfüqi koor-dinatlardan istifadə edərkən, Yer səthinin sfera və müstəvidə əks olunması müəyyən təhriflərə gətirib çıxarır. Yer səthini təhrifsiz yalnız Yerin modeli olan qlobusda əks etdirmək olur. Lakin, Yer səthinin müfəssəl əksini almaq üçün böyük ölçülü qlobus lazım olsa da, onlardan istifadə etmək qeyri-mümkündür və Yer səthi xəritə müstəvilərdə əks olunur. Xəyali olaraq qlobusu meridian və ya paralellərlə zolaqlara bölüb qütbləri müstəvilərlə birləşdirəndə fasiləsiz xəyal alınmayacaq – arada qırılma olacaq. Xəritədəki uzunluq bucaq və sahə təhrifləri Yer səthindəki və ya qlobusdakı həqiqi ölçülərinə müvafiq əks olunmayacaq.

Beləliklə, Yer səthinin müstəviyə proyeksiyasında alınan təhriflər qaçılmaz olduğu üçün, kartoqrafik pro-yeksiyaların nəzərə alınması zəruriyyəti yaranır. Yer

364

ellipsoidi səthinin və ya Yer sferasınan müstəviyə keçirilməsi üsuluna kartoqrafik proyeksiya deyilir. Kartoqrafik proyeksiya dedikdə, müstəvidə meridian və paralellər şəbəkəsinin əks olunması üsulu nəzərdə tutulur.

Yer səthinin müstəviyə proyeksiyasında alınan təhriflər müxtəlif növlü kartoqrafik proyeksiyalarda müxtəlif olurlar.

Meridiana görə uzunluğu 2000-3000 km-dən böyük olmayan ərazilər üzərindəki proseslər üçün bu təhriflər çox da böyük deyil. Bütün ərazi üçün onlar demək olar ki, eyni olunduğundan nəzərə almamaq da olar.

Meridiana görə uzunluğu 3000 km-dən çox olan böyük ərazilər üzərindəki proseslərə baxılması zamanı proyeksiya təhrifləri böyükdür və xəritənin müxtəlif hissələri üçün müx-təlifdir. Bu hallarda onların nəzərə alınması lazımdır.

Yer səthinin müstəvidə əks etdirilməsi üsulundan asılı olaraq, müxtəlif növlü kartoqrafik proyeksiyalar alınır. Burada bir sıra kartoqrafik proyeksiya növlərinə baxılacaq.

Stereoqrafik qütbi proyeksiya. Yer kürəsinin səthi ϕ1 enlik dairəsindən keçən qütbdən müstəviyə poroyeksiya olunur. Bu vaxt, məsələn, Şimal yarımkürəsini xəritə üzə-rində əks etdirmək üçün proyeksiya Cənub qütbündən aparılır, ϕ1 enlik dairəsi isə Şimal yarımkürəsində götürülür. Şəkil 84-də M -Yer kürəsi səthində nöqtə, M’ -bu nöqtənin kartoqrafik proyeksiya müstəvisində əks etdirilməsidir. Bu proyeksiyada Yer səthindəki enlik dairələrində ϕ=const

365

müstəvi üzərindəki konsentrik dairələrə, λ=const meridianları isə qütbün əks olunması nöqtəsindən çıxan radial düz xətlərə çevrilir.

Bu müstəvi üzərində qütb koordinat sistemini ( χρ, ) yerləşdirək. Bu vaxt 0=χ qütb oxunu sferik koordinat sisteminin baxılan 1λ meridian müstəvisinin üzərinə olunan proyeksiya ilə üst-üstə qoyaq. Onda, bu müstəvidə M’ dəyişən nöqtənin əksolunmasından müstəvi üzərində qütbün əksolunmasına qədər olan məsafə ρ -ya bərabər olacaq.

Şəkil 84. Stereoqrafik qütbi proyeksiya

366

Qütbün əksolunmasından ekvator nöqtələrinin əksolunmasına qədər olan məsafəni k ilə işarə etsək, onda bu proyeksiyada sferik θλ, koordinatları ilə χρ, koordinatları arasında aşağıdakı əlaqələr alınacaqdır:

,222

−==

ϕπθρ tgtgk

(183)

,1λλχ −= (184)

( )112 sin1

24cos2 ϕ

ϕπ+•=

−•= aak . (185)

İndi isə stereoqrafik proyeksiyadakı xəritə müstəvisi üzərinə yx, koordinatları olan dekart koordinat sistemini daxil edək. Bu sistemin başlanığıcını baxılan müstəvi üzərindəki 00 ,λϕ -coğrafi koordinatlara müvafiq olan nöqtədə, y oxunu isə şimal qütbünə istiqamətlənmiş 1λ meridianının müstəvi üzrə əksolunmuş proyeksiyası

boyunca paralel yerləşdirək. Burada, əgər, qx və qy -

qütbün koordinatlarıdırsa, onda dekart və sferik koordinatlar arasında aşağıdakı əlaqələr mövcuddur:

( ) ( )1q1q --2

λλϕ

ϕ

λλθ sin

21

21

sintg

tgkxtgkxx

+

−+=⋅+= , (186)

( ) ( )1q1q --2

λλϕ

ϕ

λλθ cos

21

21

costg

tgkytgkyy

+

−−=⋅−= . (187)

367

qx və qy koordinatları, 0== yx , 0ϕϕ = və 0λλ =

olduqda, (186) və (187) ifadələrinə görə hesablanırlar. Burada ϕ şimal enlikləri üçün müsbət, cənub enlikləri üçün mənfidir.

Konik proyeksiyalar. Qlobus səthinin konusun yan səthinə proyeksiyalanması və sonradan onun müstəviyə açılması konik proyeksiyanı verir. Bu halda konus ya qlobus səthinə toxunan və ya onu kəsənə toxunan ola bilər (şəkil 85). 400 və 700 en dairəsi paralellərlə məhdudlaşmış Yer səthi qurşağını əks etdirəndə təhrifin paylanmasında bu proyeksiya əlverişli rol oynayır. Çünki, burada bucaq və məsafənin mütləq maksimal təhrifi çox azalıb.

Şəkil 85. Konik proyeksiyalar. a – meridian və paralellər şəbəkəsi; b – toxunan konus səthinə proyeksiləndirmə; c – kəsən konus səthinə proyeksiləndirmə

368

Konik proyeksiyalarda normal şəbəkədə meridianlar düz xətlə əks olunurlar. Meridianlar δ bucağı altında qütb proyeksiyası S - də uzunluq dairələrinin proporsional fərqi

λ∆ ilə, paralellər isə qütbün proyeksiyasının mərkəzində konsentrik dairə qövsləri ilə birləşirlər.

Konus oxu vəziyyətinin qlobusun fırlanma oxuna nisbətindən asılı olaraq bütün konik proyeksiyaları üç qrupa bölmək olar (şəkil 86):

-konusun oxu qlobusun fırlanma oxu ilə üst-üstə düşən normallar;

-konusun oxu qlobusun fırlanma oxuna perpendikulyar olan köndələnlər;

-konusun oxu ilə qlobusun fırlanma oxu arasında olan çəplər.

Şəkil 86. Konik proyeksiyaların görünüşü

369

Silindrik proyeksiyalar o proyeksiyalara deyilir ki, normal şəbəkənin meridianları düz paralel xətlərlə bir-birindən eyni məsafədə, en dairələri fərqlərinə propor-sional, paralellər isə – meridianlara perpendikulyar düz xətlə əks olunsunlar. Bu proyeksiyanı həndəsi şəkildə belə fərz etmək olar ki, qlobus səthinin toxunan silindrin yan səthinə və ya sonradan müstəviyə açılmış kəsən silindrdə əksidir (şəkil 87).

Qlobusun fırlanma oxuna nisbətən silindr oxunun vəziyyətindən asılı olaraq bütün silindirik proyeksiyalar üç qrupa bölünür:

-silindr oxu qlobusun fırlanma oxu ilə üst-üstə düşən normallar;

-silindr oxu qlobusun fırlanma oxuna perpendikulyar olan köndələnlər;

-silindr oxu qlobusun fırlanma oxu ilə 900 dərəcədən kiçik bucaq əmələ gətirən çəplər.

370

Şəkil 87. Silindrik proyeksiyaların görünüşləri:

a və b – normallar; c – köndələn; ç – çəp

Bərabərbucaqlı silindrik proyeksiyanın normal şəbəkəsi isə şəkil 88-də verilib.

Perspektiv proyeksiya azimutal proyeksiyanın ən çox istifadə olunan hissəsidir. Bu proyeksiya həndəsi perspektiv qanunu əsasında qurulur.

Qlobus səthinin toxunan və ya şəkil müstəvisi adlanan kəsən müstəviyə keçirilməsi ilə azimutal proyeksiya alınır.

371

Şəkil 88. Merkatorun bərabərbucaqlı silindrik proyeksiyasında normal

şəbəkə Azimutal proyeksiyalarda normal şəbəkənin

meridianları düz xətlə əks olunurlar. Bu düz xətlər proyeksiyanın qütbündə uzunluq dairələrinin fərqi qədər bucaq altında toplaşırlar. Paralelləri isə mərkəzi proyeksiyanın qütbü olan dairə şəklində bir yerə toplanırlar. Bu vaxt paralelin radiusu en dairəsinin funksiyası olur. Azimutal perspektiv proyeksiyalarda Yer kürəsinin meridian və paralellərinin proyeksiyası hər hansı bir baxış nöqtəsindən gələn şüalar üzərində alınır (şəkil 89).

Qütb koordinat sistemi. Koordinat başlanğıcına nisbətən müstəvidə nöqtənin vəziyyətini təyin edən bucaq və xətti kəmiyyətlərə qütb koordinatları deyilir. Koordinat

372

başlanğıcı qütb qəbul olunur və qütb oxu onun üstündən keçir (şəkil 90).

Şəkil 89. Perspektiv proyeksiyaların görünüşləri

a – perspektiv proyeksiyanın alınma sxemi; b – mərkəzi; c – stereoqrafik; ç – xarici; d – ortoqrafik.

373

Şəkil 90. Qütb koordinat sistemi

Burada ancaq qeyd etmək lazımdır ki, bu və ya digər

kartoqrafik proyeksiya ilə əlaqəli olan tənliklərin dekart koordinat sisteminə keçirilməsi ya vektor formada, ya da sferik koordinat sistemində yazılan tənliklər vasitəsilə həyata keçirilir.

§ 71. Hidrotermodinamika tənliklərinin həlli üçün

başlanğıc və sərhəd şərtlərinin verilməsi Hidrotermodinamikanın tam tənlikləri sisteminin bir

hissəsi iki tərtibli xüsusi törəməli differensial tənliklərdən ibarət olduğu üçün, onların konkret həlli sxemlərini işləmək məqsədilə başlanğıc və sərhəd şərtlərini vermək lazımdır.

Başlanğıc şərtlər. Hidrotermodinamika tənlikləri və ya onların sadələşdirilmiş formaları həll edilərkən, baxılan

374

elementlərin hesablama şəbəkə adlanan müstəvinin nöqtələrində başlanğıc qiymətləri olmalıdır.

Məlum olduğu kimi, meteoroloji elementlər üzərində müşahidələr aparılan yerüstü və aeroloji stansiyalar müxtəlif ərazilər üzrə müxtəlif sıxlıqla yerləşmişlər. Bu stansiyaların böyük qismi materiklər üzərində yerləşdiyi halda, okean akvatoriyalarında onların sayı çox azdır.

Belə qeyri-bərabər yerləşmiş stansiyaların məlumatlarına görə hesablama şəbəkəsinin nöqtələrindəki müvafiq elementlərin qiymətlərinin hesablanması üsullarına ədədi (obyektiv) təhlil üsulları deyilir.

Ədədi təhlil iki mərhələdə həyata keçirilir. Birinci mərhələdə meteoroloji və aeroloji

stansiyalardan daxil olmuş məlumatların həm müstəvi üzrə, həm də hündürlüyüə görə düzgünlüyünə nəzarət işləri aparılır.

İkinci mərhələdə meteoroloji stansiyalardan daxil olmuş məlumatların hesablama şəbəkəsinin nöqtələrinə interpolyasiyası həyata keçirilir.

Meteoroloji informasiyanın ədədi təhlili praktikasında aşağıdakı üsullardan istifadə olunur:

-polinomial interpolyasiya üsulu; -optimal interpolyasiya üsulu; -ardıcıl yaxınlaşma (korreksiya) üsulu. Havanın qısa – və uzunmüddətli proqnozları

məsələlərini həll etmək üçün aşağıdakı meteoroloji kəmiyyətlərin sahələrinin ədədi təhlili həyata keçirilir:

375

-əsas izobarik səthlərin hündürlükləri; -əsas izobarik səthlərdə küləyin tərkib hissələri; - əsas izobarik səthlərdə və Yer səthi üzərində havanın

temperaturu; - əsas izobarik səthlərdə və Yer səthi üzərində şeh

nöqtəsinin çatışmazlığı; -dəniz səviyyəsində havanın təzyiqi və Yer səthi

üzərində barik tendensiya. Yuxarıda göstərilənlər meteoroloji sahələrin müstəvi

üzərində və ya üçölçülü məkanda sinxron müşahidə məlumatları əsasında ədədi təhlili üsullarına aiddir.

Məlumdur ki, ən yeni meteoroloji ölçü sistemləri vasitələrilə aparılan müşahidələr qeyri-sinxrondurlar. Müx-təlif müşahidə müddətlərindəki məlumatların sinxronluğunu təmin etmək üçün istifadə olunan təhlil üsulu məkan-zaman və ya dördölçülü ədədi təhlil adlanır.

Atmosferin ümumi sirkulyasiyası məsələlərinin öyrənilməsində və hava proqnozunun hazırlanmasında hidrotermodinamikanın tam tənliklərindən və onların sadələşdirilmiş formalarından istifadə edilərkən müxtəlif növlü xətalar ortaya çıxır. Bunlardan ən əsaslarına başlanğıc meteoroloji sahələrdəki olan xətalar, hesablama sxemlərindəki fiziki təqribiliklə şərtləndirilən xətalar, müvafiq tənliklərin inteqrallaşma sərhədlərinin qeyri-dəqiq verilməsi ilə əlaqəli olan xətalar və s. aiddirlər.

Beləliklə, hidrotermodinamika tənlikləri kimi, istənilən

376

qeyri-xətti tənliklərin ədədi üsullarla həll edilməsi vaxtı inteqrallama sərhədlərini müəyyən edən «sərhəd şərtləri» anlayışından istifadə olunur.

Sərhəd şərtləri – riyazi şərtlərdir və baxılan ərazinin sərhədlərində differensial tənliklərin həlli bu şərtləri təmin etməlidir. Sərhəd şərtlərinin xarakteri öyrənilən hadisənin və ya prosesin fiziki mahiyyətindən asılıdır.

Hidrotermodinamika tənliklərinin havanın proqnozu məsələlərində istifadə edilməsi vaxtı sərhəd şərtlərinin qoyuluşuna həm üfüqi, həm də şaquli istiqamətdə baxılır. Belə ki, hesablamaların əsaslarını üçölçülü sistem olan atmosferdəki proseslərin dəyişkənliyinin qanunauyğunluqları təşkil edir.

Havanın ədədi proqnozları məsələləri üçün üfüqi istiqamətdə sərhəd şərtlərinin verilməsi çox çətin bir məsələdir. Mənasına görə bu o deməkdir ki, müəyyən bir ərazi üçün ədədi proqnoz məsələsini həll etmək üçün əvvəlcədən bu sahənin sərhədlərindəki proqnozu bilmək lazımdır. Təbii ki, həqiqətdə belə bir proqnoz naməlumdur. Bu çətinliklikləri aradan qaldırmaq və ya daha dəqiq deyilsə, bu çətinlikləri azaltmaq üçün üç müxtəlif yanaşmadan istifadə olunur.

1) Prinsipcə ən məntiqi yol proqnoz tənliklərinin bütün Yer kürəsi üçün inteqrallarının alınmasıdır, yəni bu tənliklərin bütün Yer kürəsini əhatə edən orta səviyyənin izobarik səthləri üçün tətbiq edilməsidir. Bu səthin sərhəddi yoxdur və deməli, sərhəd şərtlərinin qoyulması məsələsi

377

lazım olmur. Belə bir yanaşmanın istifadə olunması çox böyük çətinliklərlə üzləşir.

Birincisi, kvazigeostrofik tənliklərin həllinin ekvatorda mənası yoxdur, praktiki olaraq ekvatoryanı ərazilər üçün tətbiq edilə bilməz. Bu çətinliyi qismən də olsa aradan qaldırmaq üçün kvazigeostrofik sxemdən kvazisolenoidal sxemlərin istifadəsinə keçmək lazımdır.

İkincisi, proqnoz verilən ərazi nə qədər böyük olarsa, bir o qədər də informasiya və hesablama aparmaq üçün vasitə və vaxt lazımdır.

Üçüncüsü, belə bir faktla hesablaşmaq lazımdır ki, qeyd edildiyi kimi, aeroloji stansiyalar şəbəkəsi Yer kürəsi üzrə çox qeyri-bərabər paylanıb. Səhra və yarımsəhralarda, okeanlar üzərində isə aeroloji şəbəkənin sıxlığı çox azdır. Bu xüsusiyyət özünü Cənub yarımkürəsində daha çox biruzə verir. Buna görə də Cənub yarımkürəsində başlanğıc meteoroloji sahələr o qədər pis təmin olunub ki, burada bütün Yer kürəsi üçün ədədi proqnoz məsələlərinin həlli səmərəsizdir.

Bunlara görə ədədi proqnozlar əsasən Şimal yarımkürəsi üçün hazırlanır. Belə proqnoz sxemlərində sərhəd şərti kimi, ekvator yaxınlığında geopotensialın qiymətinin vaxta görə dəyişməməsi şərti qəbul edilib. Belə bir şərtin qoyuluşu onunla əsaslandırılır ki, geopotensialın ekvator yaxınlığında dəyişməsi tropikdən kənar zonalardakı dəyişmələrdən nəzərə çaran dərəcədə azdır.

2) Sərhəd şərtlərinin ikinci növünə müəyyən bir

378

məhdud ərazi üçün tətbiq edilə bilən fiktiv (sıfır) sərhəd şərtidir. Bu halda da geopotensialın qiyməti dəyişməz qəbul edilir. Lakin, bu şərt ekvator üçün yox, yarımkürədən çox kiçik və müşahidə məlumatları ilə nisbətən yaxşı təmin olunmuş məhdud ərazinin sərhədləri üçün verilir. Təbii ki, belə bir şərt həqiqətə uyğun deyil və proqnozun düzgünlüyünə ciddi mənfi təsir göstərir. Bu mənfi təsir adətən məhdud ərazinin sərhəddində çox böyükdür və sərhəddən uzaqlaşdıqca azalır. Əgər proqnozu verilən ərazi çox da kiçik deyilsə və onun vaxtı çox da böyük deyilsə, onda bu ərazinin elə bir mərkəzi hissəsi mövcuddur ki, fiktiv sərhəd şərtlərinin buraya təsiri nisbətən azdır. Deməli, ancaq bu mərkəzi hissə üçün verilən proqnozların özünü doğrultması ehtimalı böyükdür.

3) Sərhəd şərtlərinin üçüncü və axırıncı növünə lokal sərhəd şərtləri aiddir. Bu ona görə belə adlanır ki, onlar baxılan ərazinin sərhəddinin hər bir nöqtəsi üçün qoyulur. Bu nöqtələrin hər birinin ətrafında radiusu R olan dairə çəkilir. Simmetrik mülahizələrə əsasən demək olar ki, bizi maraqlandıran nöqtədə proqnoz tənliyinin həlli dairə üzərində olan nöqtədəki elementin qiymətindən yox, onun dairə üzrə orta qiymətindən asılı olacaqdır.

Məlum olduğu kimi, atmosferdə baş verən proseslər hündürlüyə görə dəyişirlər və belə dəyişmələr mürəkkəb fiziki mexanizmlərə malikdirlər. Dəyişkənliklər özlərini yerətrafı təbəqədə daha aydın göstərirlər. Bunlara güclü təsir göstərən vacib amillər isə Yer səthinin xüsusiyyətləri,

379

Yer səthi ilə turbulent istilik və rütubət mübadiləsi, sürtünmə qüvvəsi, oroqrafiya və s. aiddirlər. Atmosferin yuxarı təbəqəsində baş verən proseslər də bircins deyillər. Bütün bunları nəzərə alaraq atmosferin ümumi sirkulyasiyası və havanın proqnozu məsələlərinin həllində istifadə olunan tənliklərin inteqrallama sərhəddi Yer səthindən başlayaraq, atmosferin yuxarı qatlarına qədar olan fəzanı əhatə edir. Bununla əlaqədar olaraq, şaquli sərhəd şərtlərinin verilməsi zəruriyyəti yaranmışdır.

Şaquli sərhəd şərtlərinin verilməsi xüsusiyyətləri hesablama sxemlərində istifadə olunan koordinat sistemlərinin növlərindən asılıdırlar.

Məsələn, izobarik koordinat sistemində proqnoz sxemləri üçün aşağı sərhəd şərti kimi, 1=ξ səthi, yuxarı sərhəd şərti kimi isə 0=ξ səthi qəbul edilir. Həqiqətən də, dəniz səviyyəsi yaxınlığında 0p təzyiqi standart təzyiqə ( ahPap −= 100000 ) yaxındır və buna görə də 1=ξ səthi atmosferin təbii aşağı sərhəddinə – Yer səthinə yaxındır. Atmosferin yuxarı təbəqələrində - 0=ξ səthi yaxınlığında istifadə edilən tənlikləri tətbiq etmək olmaz, lakin, bununla şərtləndirilən xəta azdır, belə ki, atmosferin əsas kütləsi onun orta və aşağı qatlarında – yuxarı sərhəddən uzaqda cəmləşmişdir.

Aşağıda hidrotermodinamikanın tam tənliklərinin və onların sadələşdirilmiş formalarının həllində istifadə olunmuş şaquli sərhəd şərtlərinin bir neçə nümunəsinə

380

baxaq. Qısamüddətli hava proqnozlarının çoxsəviyyəli model-

lərindən biri olan P.N.Belovun üçsəviyyəli proqnostik modelidir. Bu modeldə atmosferin şaquli strukturu şəkil 91-də verilmişdir.

Sərhəd şərtləri kimi aşağıdakılar qəbul edilmişdir:

)( 00 →→ p ζ olduqda, tH∂∂

∂ζ

ζ2

məhdudlaşıb. (188)

.000 HbA

gR

tH

tH

T ⋅∆⋅⋅+−=∂

∂+

∂∂

∂∂

ααζ (189)

burada: H - izobarik səthin hündürlüyü.

Şəkil 91. Belovun proqnostik modelində atmosferin

şaquli strukturu.

381

(189) tənliyi vasitəsilə sərhəd təbəqədə turbulent özülülük nəzərə alınır.

Bu model sınaqdan keçirilərkən qənaətbəxş nəticələr alınmışdır. 850, 500 və 200 hPa-lıq səthlər üçün sutkalıq proqnozların orta mütləq səhvləri 3, 4 və 5 dekametr təşkil etmişdir.

Uzunmüddətli proqnozlarda istifadə olunan çoxsəviy-yəli modellərdə şaquli sərhəd şərtlərinin verilməsi prinsiplərinə 11-ci fəsildə baxılmışdır.

Hidrotermodinamika tənlikləri əsasında meteoroloji elementlərin proqnozu məsələsinin həlli üçün turbulent özlülük və istilik axınlarının olmadığı halda, istifadə olun-muş tənliklər izobarik sistemdə həll edilmiş və aşağıdakı şaquli sərhəd şərtləri qəbul edilmişdir.

Şaquli istiqamətə görə sərhəd şərtləri kimi, havanın atmosferin yuxarı sərhəddindən və Yer səthinin içərisindən keçməsi qəbul olunur, yəni:

p=0 olduqda τ=0,

p=1 olduqda

∂∂

+∂∂

+∂∂

==yHv

xHu

tHg 11 ρττ , (190)

Həqiqətən də, kəsilməzlik tənliyinin p-yə görə inteqralını almaqla və (190)-dakı birinci sərhəd şərtini nəzərə almaqla, aşağıdakı ifadəni yazmaq olar:

382

∫

∂∂

+∂∂

−=p

dpyv

xu

0

τ , (191)

burada: τ -şaquli sürətin analoqu.

Kvazigeostrofik yaxınlaşmada baroklin atmosferdə meteoroloji elementlərin dəyişməsi nəzəriyyəsinə irimiqyaslı atmosfer hərəkətlərinin kvazigeostrofiklik, kvazistatiklik, və adiabatiklik fərziyyəsi prizmasından baxılır.

Burada da baxılan tənliyi həll etmək üçün sərhəd şərtlərinin verilməsi lazımdır. Tənlik üç sərbəst dəyişənə (x, y, ξ) nisbətən ikinci tərtibə malik olduğuna görə, məhdud ərazidə onun həlli üçün hər üç koordinata görə sərhəd şərtləri verilməlidir. Əgər, bu tənlik sonsuz səth və ya bütün Yer kürəsi səthi üçün həll olunarsa, onda ancaq ξ şaquli koordinatına görə sərhəd şərtinin verilməsi kifayətdir. Belə şərtlərdən biri kimi hava hissəciklərinin Yer səthindən keçməməsi şərti qəbul olunur və geostrofiklik şərtində belə yazılır:

tH

RTgPPp

∂∂

===1

1 τξ олдугда ( ) , (192)

və yaxud

TAgR

tH

tH

−=∂

∂+

∂∂

∂∂

αξ

, (193)

burada: 1

2

RTc=α .

383

Atmosferin yuxarı hissəsində isə sərhəd şərti belə yazılır:

tHp∂∂

∂→=

ξξξ

2

01 олдугда ( ) məhduddur. (194)

§ 72. Hidrotermodinamika tənliklərinin həllində istifadə olunan hesablama sxemlərinin

ümumi prinsipləri

Hidrotermodinamika tənlikləri qeyri-xətti tənliklər olduqlarına görə, onların həll edilməsində həm fiziki və riyazi cəhətdən, həm də vaxta görə inteqrallama nöqteyi-nəzərdən, çox böyük çətinliklər yaranır. Bunları aradan qaldırmaq üçün sonlu-fərq approksimasiya adlanan üsullardan istifadə olunur.

Sonlu-fərq approksimasiyası dedikdə -fasiləsiz kəmiyyətlərin qiymətlərinin sonlu diskret və fəzada bir-birinə yaxın yerləşən nöqtələrdə təsvir edilməsi və funk-siyaların törəmələrinin, aralarında məsafə az olan və lazımi qaydada yerləşən nöqtələrdə onların fərqi ilə əvəz edilməsi başa düşülür.

Approksimasiya isə – riyaziyyatda bir kəmiyyətin daha sadə olan digər kəmiyyətlə təxmini təsvir edilməsi deməkdir. Məsələn, burulğan ( )Ω və divergensiya ( )D üçün şəkil 92-dəki yx, koordinatlarına görə f

384

funksiyasının törəmələrini aşağıdakı ən sadə sonlu-fərq approksimasiyası ilə əvəz etmək olar;

,2

31

0 rff

xf −

≈

∂∂ ,

242

0 rff

yf −

≈

∂∂ (195)

və asanlıqla taparıq ki:

( ),21

4321 uvuvr

+−−=Ω (196)

( ).21

4321 vuvur

D −−+= (197)

Beləliklə, hidrotermodinamikanın tam tənliklərinin bir hissəsi differensial tənliklər olduğu üçün, onların həll edilməsində sonlu-fərq approksimasiya qaydasından və ya daha geniş mənada sonlu-fərq üsullarından istifadə olunur.

Törəmələrin və differensial tənliklərin sonlu-fərq approksimasiyasına baxaq.

385

Şəkil 92. Burulğan (a) və divergensiyanın (b)

ən sadə sonlu-fərq təsviri. Tutaq ki, dörd dəyişəndən ibarət funkisya verilmişdir.

Buna nümunə kimi, üç fəza koordinatı x, y, z və t vaxtından ibarət olan funksiyanı göstərmək olar. Bu dəyişənlərin qiymətləri isə məkan-zaman şəbəkəsinin nöqtələrində müəyyən olunmuşlar. Şəbəkənin nöqtələri müvafiq istiqamət boyu bərabər intervallarda yerləşirlər. Bu intervallar şəbəkənin addımı adlanır.

Aşağıdakı ölçüsüz koordinatları daxil edək: xxi δ= , yyj δ= , zzk δ/= , tts δ= , (198)

386

burada: syx δδδ == -üfüqi koordinatlara görə addım; zδ -şaquli koordinata görə addım; tδ -zamana görə addım.

X funksiyasının qiymətini koordinatları ,ix ,jy ,kz

st nöqtəsində ijksX kimi işarə edək, yəni,

( )skjiijks tzyxXX ,,,= . Funksiyanın bir, iki və ya üç

koordinatdan asılılığı yazıldıqda, digər koordinatların indekslərinə baxılmayacaq. Məsələn, ( ) ,ii XxX =

( ) ijji XyxX =, və s.

Şəkil 93-də müstəvi üzərində differensiallaşma üçün istifadə olunan şəbəkə nöqtələrinin, şəkil 94-də fəzadakı şəbəkə nöqtələrinin yerləşməsinin sxemləri verilmişdir.

Şəkil 93. Differensiallama üçün müstəvi üzərində istifadə olunan

şəbəkə nöqtələrinin sxemi.

387

Funksiyaların törəmələrinin və differensial tənliklərin

təxmini sonlu-fərq nisbətləri ilə əvəz edilməsinin bir sıra üsulları mövcuddur. Seçilən üsul konkret həll olunan məsələnin xüsusiyyətləri ilə müəyyən olunur.

Belə üsullardan ikisinə bir koordinatın funksiyası nümunəsində baxaq.

Törəmələrin təxmini qiymətləri şəkil 93-dəki nöqtələri də nəzərə almaqla, aşağıdakı kimi ifadə olunur:

( ) ( ),11

1iix

i

XXs

XxX

−=≈

∂∂

+δδ (199)

( ) ( ).21

1111

−+ −=≈

∂∂

iixi

XXs

XxX

δδ (200)

388

Şəkil 94. Differensiallama üçün fəzada istifadə olunan

şəbəkə nöqtələrinin sxemi. (199)-dakı üsul ikinöqtəli (irəliyə birtərəfli fərq),

(200)-dəki isə –üçnöqtəli (simmetrik və ya mərkəzi fərq) approksimasiyaları adlanır.

İrəliyə birtərəfli fərq üsulu törəmələrin approksimasi-yasının birinci tərtibli, mərkəzi fərq üsulu isə -ikinci

389

tərtibli dəqiqliyini təmin edir. Bunlardan ikinci üsul ən geniş yayılmışdır.

İndi isə geopotensialın fəzanın istənilən nöqtəsində dəyişməsi tendensiyası tənliyinin sonlu- fərq üsulu ilə həlli nümunəsinə baxaq. Bu tənliyi aşağıdakı kimi yazmaq olar:

,222qFqmq

=•∇•+

∂∂

∂∂

ξξ

ξ (201)

burada: ξ -izobarik şaquli koordinat; t

q∂Φ∂

= -geopotensia-

lın tendensiyası; 2∇ -ikiölçülü laplasian; ( )2

22

glTRm a γγ −

= -

statik dayanıqlıq parametri; ( )Tq ARAlmF ξξ∂∂

−= Ω2 ; ΩA -

burulğanın adveksiyası; TA -temperaturun adveksiyası. Aşağıdakı şərtlərdən istifadə edək. Birincisi, 2m statik

tarazlıq parametri koordinatlardan asılı deyildir. İkincisi, hesablama şəbəkəsi kimi, müntəzəm prizmatik şəbəkəni istifadə etmək olar. Bu şəbəkə tərəfləri x və y-ə paralel olan kvadrat tordan və ξ şaquli koordinatı olan izobarik səthdən ibarətdir (bax şəkil 93).

Üfüqi kvadrat torun addımını d ilə, seçilmiş qonşu

izobarik səthlər arasındakı addımı isə n

h 1= ilə işarə edək.

Burada n - 10 ≤≤ ξ parçasının bölündüyü intervalların sayıdır.

Tutaq ki, x oxu boyu kvadrat torun intervallarının sayı

390

l -dir və onların absislərinin sərhədləri ,00 =x ,1 dx = ,22 dx = ...., ldxl = və yaxud, idxi = ( )li ,...,2,1,0= -dir.

Analoji olaraq y oxu boyu kvadrat torun intervallarının sayı m -dir və onların ordinatlarının sərhədləri jdy j =

( )mj ,...,2,1,0= -dir. q geopotensial tendensiyasının qiymətini idxi = , jdy j = , khk =ξ koordinatı olan nöqtədə

qısa olaraq belə yazaq: ijkq . Belə ifadəni (201) tənliyinin

sağ tərəfindəki qF üçün də yazmaq olar.

(201) tənliyindəki törəmələri sadə sonlu-fərq nisbətləri ilə belə göstərmək olar:

( )−+++++ +−+−−−++ kjikjikjikjikjikkkjikk qqqqdmqaqa ,1,,1,,,1,,12

2

1,,1,1,,1,

( ) ,42

2

ijkqijkkk Fqdma =

+− (202)

burada

;21 2

1,

+=+ ka kk ;

21 2

1,

−=− ka kk .

212 2

, += ka kk (203)

(202) ifadəsi, şəbəkənin sərhəd səthlərində yerləşən nöqtələrdən başqa, bütün digər nöqtələr üçün yazıla bilər. Başqa sözlə desək, (202) ifadəsi şəbəkənin daxili nöqtələrinin sayına görə ( )( )( )111 −−− nml saydan ibarət olan tənliklər sistemini təşkil edir. Bu sistemdəki naməlum kəmiyyətlərin qiymətləri isə şəbəkənin bütün nöqtələrinin sayına, yəni ( )( )( )111 +++ nml hasilinə bərabər olacaq.

391

Çatışmayan tənliklər isə məsələnin sərhəd şərtləri vasitəsilə veriləcək.

Üfüqi istiqamətdə sərhəd şərtləri kimi fiktiv (sıfır) sərhəd şərtlərini qəbul edək:

.000 ==== imkkiljkjk qqqq (204)

Şaquli istiqamətdə sərhəd şərtləri isə aşağıdakı kimi yazılacaq:

,001 =− ijij qq (205)

( ) ( ) .1,, ijnTnjiijn ARnqqn −=−+ −α (206)

Beləliklə, bu, (204)-(206) şərtləri və (202) tənliyi sayı ( )( )( )111 +++ nml olan qapalı tənliklər sistemini təşkil edir.

Proqnoz məsələlərinin ədədi üsullarla həll edilməsində differensial tənliklərin vaxta görə törəmələrinin sonlu-fərq üsulu ilə approksimasiyası xüsusi maraq kəsb edir.

Sonlu-fərq üsullarının növlərindən biri aşkar sxem-lərdir. Bu sxemlər, axtarılan dəyişən kəmiyyətin məlum qiymətlərlə açıq formada ifadə olunması hallarında alınır.

Tutaq ki, sadə differensial tənlik verilmişdir:

,0=∂∂

+∂∂

yuc

tu (207)

burada: c - sabit kəmiyyət. (207) tənliyinin sonlu-fərq analoqunu yazaq və onu js

nöqtəsinə aid edək:

392

.0=

∂∂

+

∂∂

jsjs yuc

tu (208)

Koordinat üzrə törəmə üçün mərkəzi fərq approksimasiyasını (200), vaxta görə törəmə üçün həm irəliyə birtərfəli fərq approksimasiyasını (199), həm də (200)-dəki üsulu tətbiq etməklə sonlu-fərq tənliklərinin aşağıdakı iki variantını almaq olar:

( ) ,02 ,1,11, =−+− −++ sjsjjssj uuuu α (209)

( ) ,0,1,11,1, =−+− −+−+ sjsjsjsj uuuu α (210)

burada: stc

δδ

α = .

u funksiyasının qiymətinin cari (s) və əvvəlki vaxt ( 1−s ) anlarındakı qiymətlərinin məlum olduğunu qəbul etsək, onda u funksiyasının qiymətini sonrakı vaxt ( 1+s ) anı üçün (209) və ya (210) ifadələrinin köməyi ilə, yəni məlum funksiyalar vasitəsilə aşkar formada ifadə etmək olar. Məsələn, (199) üsulu əsasında aşağıdakı ifadəni almaq olar:

( ).2 ,1,11, sjsjjssj uuuu −++ −−= α (211)

Bu səbəbə görə belə sonlu-fərq approksimasiyaları aşkar sxemlər adlanır.

Qeyri-aşkar sxemlər əsasən o zaman alınırlar ki, vaxta görə törəmələr və differensial tənliklərin digər üzvləri müxtəlif vaxt momentlərinə (anlarına) aid olsunlar və bu

393

halda axtarılan kəmiyyətlər məlum kəmiyyətlər vasitəsilə aşkar formada ifadə olunmasınlar.

Qeyri-aşkar sxemlərin müxtəlif variantları mövcuddur. Bunlardan biri, vaxta görə törəmə s momentinə

(anına), tənliyin digər üzvləri isə 1+s momentinə aid olmaları halında alınır, yəni

.01,

=

∂∂

+

∂∂

+sjjs yuc

tu (212)

Məsələn, bu ifadəyə (200)-dəki approksimasiya

qaydasını tətbiq etməklə, aşağıdakı sonlu-fərq tənliyini almaq olar:

( ) ,01,11,11,1, =−+− +−++−+ sjsjsjsj uuuu α (213)

Approksimasiyanın digər variantı isə o zaman alınır ki, vaxta görə törəməni s momentinə (anına) aid etmək, tənliyin digər üzvlərini isə 1+s -i də daxil etməklə, müxtəlif vaxt momentlərində (anlarında) funksiyaların qiymətləri vasitəsilə ifadə etmək mümkün olsun. Məsələn, tutaq ki,

,21

1,1,

∂∂

+

∂∂

=

∂∂

−+ sjsjjs yu

yu

yu (214)

və, t və y -ə görə törəmələrə (200)-dəki ikinci approksimasiyanı tətbiq etməklə, almaq olar:

( ) .02 1,11,11,11,11,1, =−+−+− −−−++−++−+ sjsjsjsjsjsj uuuuuu α (215)

Qeyd etmək lazımdır ki, (213) və (215) tənlikləri u kəmiyyətinin həm 1+s momentində, həm də keçmiş vaxt

394

momentində ( )1−s qiymətlərinin əlaqələrini verirlər. Bu zaman aydın olur ki, 1, +sj nöqtəsində axtarılan funksiyanı digər funksiyalar vasitəsilə aşkar ifadə etmək olmaz. Buna görə də, belə sonlu-fərq üsulları qeyri-aşkar sxemlər adlanırlar.

Ümumiyyətlə, vaxta görə törəməsi olan tənliklərin approksimasiyası üçün sxemlərin seçilməsi, həll olunan məsələnin xüsusiyyətləri ilə təyin edilir.

Sonlu-fərq tənlikləri həll edilərkən çox böyük həcmdə oxşar hesablama əməliyyatları aparmaq lazım gəlir. Məsələn, hidrodinamiki üsulla havanın proqnozu bir sutka qabağa hesablanarkən, müasir proqnoz modelləri vasitəsilə vaxta görə yüzlərlə hesablama əməliyyatı aparmaq lazımdır. Bu vaxt, analoji hesablamaların təkrarlanması vaxtı elə bir vəziyyət alına bilinər ki, həm başlanğıc məlumatlarda olan xətalar və tənliklərin qeyri-xəttiliyi ucbatından, həm də hesablama prosesi vaxtı əmələ gələn kiçik səhvlər (məsələn, yuvarlaqlamanın kiçik xətaları) getdikcə güclənə və məsələnin həllini təhrif edə bilərlər. Hesablama sxemlərindəki belə hadisə hesablama dayanıqsızlığı adlanır. Belə halların qarşısını almaq üçün xüsusi tədbirlər görülür.

1) Onlardan biri, vaxta görə addımın t∆ lazımi səviyyədə seçilməsidir. Riyaziyyatda xətti daşınma tənliyi (216) üçün düzgün olan Kurant-Fridrixs-Levi meyarı mövcuddur.

395

,0=∂∂

+∂∂

+∂∂

yfv

xfu

tf (216)

burada: f -axtarılan funksiya; u və v sürət komponentləri – koordinat və vaxta görə verilmiş funksiyalardır.

Yuxarıda göstərilən meyara görə, t∆ -vaxt addımı aşağıdakı bərabərsizliyi təmin etməlidir

,2maxV

dt ≤∆ (217)

burada: d - x və y koordinatları üzrə şəbəkənin addımı;

maxV - verilən ərazi və vaxt intervalı üçün 22 vuV += sürətinin maksimal modulu.

(217) düsturuna görə, şəbəkənin addımı ( )d nə qədər kiçik olarsa, onda hesablama dayanıqsızlığının qarşısını almaq üçün vaxta görə addım da o qədər kiçik seçilməlidir.

Vaxt addımına görə hesablama dayanıqsızlığınının qarşısının alınması nümunəsinə burulğanın barotrop kvazigeostrofik tənliyi (218) timsalında baxaq.

.0=∂Ω∂

+∂Ω∂

+∂Ω∂

yv

xu

ta

ga

ga (218)

(216) tənliyindən fərqli olaraq, (218) tənliyində həm aΩ , həm də gu və gv axtarılan f funksiyasından (geopotensialdan)

asılıdırlar. Yəni, (216) tənliyindəki u və v kəmiyyətlərindən fərqli olaraq, gu və gv kəmiyyətləri qoyulan məsələnin həlli

vaxtı müəyyən olunurlar. (216) tənliyindən fərqli olaraq, (218) tənliyi qeyri-xəttidir və (217) meyarı ona tətbiq edilə

396

bilməz. Lakin, buna baxmayaraq, müşahidələrə görə atmosferin orta səviyyəsində küləyin sürətinin hansı intervallarda dəyişdiyi məlum olduğu üçün, (217) meyarından istifadə etmək və maxV kəmiyyəti əvəzinə bu səviyyədəki küləyin maksimal sürətini götürmək olar. Əgər,

saatkmV 150max = qəbul etsək, onda (217) ifadəsinin köməyilə müəyyən etmək olar ki, addımı 600=d km olan şəbəkə üçün 3≤∆t saat, addımı 300=d km olan şəbəkə üçün isə 5.1≤∆t saat və s. olmalıdır.

2) Hesablama dayanıqsızlığının yaranmasının digər səbəbi differensial tənliklərin qeyri-xətti olmasıdır və bu, qeyri-xətti hesablama dayanıqsızlığı adlanır. Buna qarşı görülən tədbirlərdən biri və əhəmiyyətlisi differensial tənliklərin sonlu-fərq formasında yazılmasıdır.

3) Hesablama dayanıqsızlığına qarşı görülən tədbirlərdən biri də səlisləşdirmə qaydasının tətbiq edilməsidir. Burada yenə də burulğanın adveksiyasına ( )ΩA baxaq. Səlisləşdirmə qaydasının məğzi ondan ibarətdir ki, müəyyən miqdarda vaxt addımına görə aparılan hesablamalardan sonra, müvafiq vaxt addımında ΩA sahəsi

ΩA səlisləşdirilmiş sahə ilə əvəz olunur:

( ) ( )( ) ( ) ( ) ( ) ( )[ ],41 432100 ΩΩΩΩΩΩ ++++−= AAAAbAbA (219) burada: b -səlisləşdirmə parametri.

Praktiki cəhətdən b -ni 410 << b intervalında götürmək məqsədəuyğundur. 0=b olduqda səlisləşdirmə

397

yoxdur, 41=b olduqda isə, səlisləşdirilmiş qiymət kimi şəbəkənin dörd nöqtəsindəki qiymətlərin orta qiyməti götürülür. (219) düsturu baxılan ərazinin sərhəd nöqtələrindəki qiymətlərə tətbiq edilə bilinmədiyi üçün, onlar səlisləşdirilməmiş qalırlar.

Atmosfer proseslərinin təsvir olunmasında hər bir proqnoz sxemi müxtəlif detallaşdırmaya malikdirlər. Buna görə də, onların hər biri üçün ən yaxşı səlisləşdirmə üsulunun seçilməsi məqsədəuyğundur.

Səlisləşdirilmə üsuluna sırf riyazi qayda kimi baxmaq düzgün deyildir. Məsələn, burulğanın adveksiyasının hesablanması nümunəsi üçün göstərmək olar ki, səlisləşdirmə müəyyən dərəcədə proqnoz sxemində nəzərə alınmayan fiziki effekti, yəni, üfüqi istiqamətdə makromiqyaslı turbulent qarışmanı əvəz edir.

4) Hesablama dayanıqsızlığı təhlükəsini azaltmaq üçün daha bir üsuldan istifadə edilir. Bu, proqnoz tənliklərinin vaxta görə qeyri-aşkar sxemlərlə əvəz olunmasıdır. Belə üsul qeyri-geostrofik sxemlərdə geniş istifadə olunur.

Differensial tənliklərin həllində istifadə olunan bir sıra sonlu-fərq üsulları, aşkar və qeyri-aşkar sxemlər və hesablama dayanıqlıq şərti haqqında məlumatlar cədvəl 29-da verilmişdir.

398

Cədvəl 29 Proqnostik tənliklərdə vaxta görə törəmənin sonlu-fərq

approksimasiya sxemləri

Üsullar Approksimasiya Dayanıqlıq Şərti

Aşkar 1.İrəli birtərəfli fərqlər tfXX tttt δδ =−+ Dayanıqsız

2.Mərkəzi fərqlər tfXX ttttt δδδ =− −+ (cδt/δs)<1 Aşkar, iterasiya

1.Eyler tfXX tt δ=−* tfXX ttt δδ *=−+

(cδt/δs)<1

2.Geriyə fərq tfXX ttt δδ =− −* tfXX ttt δδ *=−+

(cδt/δs)<0.8

3.Mərkəzi fərqlər ( ) tffXX tttt δδ −=−+ *

21

(cδt/δs)< 2

Qeyri-aşkar 1.Geriyə birtərəfli fərq tfXX ttttt δδδ ++ =− Mütləq

dayanıqlı 2.Trapesiya

( ) tffXX tttttt δδδ +=− ++

21 Mütləq

dayanıqlı

3. Qismən qeyri-aşkar ( ) tff

XXttt

tttt

δδ

δδ

212 +=

=−+

−+

İrimiqyaslı

dalğalar üçün zəif dayanıqlı

Qeyd: X –istənilən funksiya; f=∂X/∂t; δt və δs-vaxta və üfüqi koordinatlara görə addım; c –dalğaların yerdəyişməsinin maksimal sürəti; 1f və 2f - f -in qeyri-xətti və xətti hissələri.

Sonda qeyd etmək lazımdır ki, yuxarıda baxılan bu

399

sadələşdirmələr havanın proqnozunun ədədi üsullarında bu və ya digər detallaşırılmış formada tətbiq olunurlar.

400

XI FƏSIL

HAVANIN PROQNOZU MƏSƏLƏLƏRININ HƏLLINDƏ ISTIFADƏ OLUNMUŞ ƏDƏDI

MODELLƏRIN QISA TƏHLILI

§ 73. Qısamüddətli proqnozların birsəviyyəli modellərinin tənliklərinin həlli prinsipləri

Birsəviyyəli modellərinin tənliklərinin həlli prinsiplərinə kvazigeostrofiklik yaxınlaşma nümunəsində baxılır.

Barotrop mühit halında proqnostik tənliklər sistemi əhəmiyyətli dərəcədə sadələşir [bax (170) və (171) tənlikləri].

Müəyyən bir məhdud ərazi üçün (170) və (171) tənliklərin həllində istifadə olunan bütün məlumatlar müəyyən bir düzgün müntəzəm şəbəkənin kəsişmə nöqtələrində verilə bilər və onda, t

H∂

∂ törəməsinin və

axtarılan H funksiyasının hesablanması bu kəsişmə nöqtəsində aparılmalıdır. Bir çox hallarda şəbəkənin nöqtələrini düzbucaqlı dekart koordinat sisteminin əsasında alırlar. Bunun üçün sxi δ= və syj δ= ölçüsüz koordinatlardan istifadə olunur ( yx, – ji, dəyişən nöqtənin koordinatları, sδ -şəbəkənin müstəviyə görə addımı və ya qonşu nöqtələr ( yx, ) arasındakı məsafə). Əgər

401

hesablamanın aparılması nəzərdə tutulan ərazi tərəfləri ( ) sn δ1− və ( ) sl δ1− düzbucaqlıdan ibarətdirsə, onda burada nl kəsişmə nöqtəsi olacaq (bax şəkil 95).

Şəkil 95. Ədədi proqnozlar üçün xəritə müstəvisində

şəbəkənin nöqtələri. Şəbəkənin addımının ( sδ ) ölçüsü elə seçilməlidir ki,

onun nöqtələrindəki məlumatlar başlanğıc sahəni lazımi dərəcədə yaxşı əhatə etsin. Əgər şəbəkənin nöqtələri çox seyrək olarsa, onda böyük olmayan siklonlar, çökəkliklər və yallar «nəzərdən» qaçacaq ki, bu da proqnozların keyfiyyətinə mənfi təsir göstərəcək. Baxılan tənliyi həll etmək üçün şəbəkənin bütün nöqtələrində H kəmiyyətinin başlanğıc qiymətləri verilməlidir.

402

Şəbəkənin kəsişmə nöqtələrindəki H kəmiyyətlərinin qiymətlərinə görə AΩ -nin hesablanması üçün düsturlar funksiyaların ədədi differensiallaşdırılması qaydalarına əsasən alınırlar. Ən sadə hal üçün yazmaq olar

sHH

xH jiji

ij δ211 ,, −+ −

=

∂∂ , (220)

sHH

yH jiji

ij δ211 −+ −

=

∂∂ ,, , (221)

ijij lH

lgHA

+∆−=Ω , , (222)

( )21111 4

sHHHHH

lglH

lg jijijijiji

ijij δ,,,,, −+++

=

+∆ −+−+ . (223)

H-ın qiymətlərinə görə (220)-(223) düsturlarının kö-

məyi ilə şəbəkənin kəsişmə nöqtələrində ΩA -nın qiyməti hesablanır. Şəbəkənin iki kənar sətir və sütunlarında ΩA -nın qiymətini almaq mümkün deyil. Əgər, H şəbəkənin nl kəsişmə nöqtələrində verilibsə, onda ΩA -nın qiymətləri ancaq ( )( )44 −− ln daxili nöqtələrdə hesablanacaq (bax şəkil 95).

Növbəti mərhələ, (223) tənliyinin sağ tərəfinin tapılmış qiymətlərinə görə t

H∂

∂ -ın hesablanmasıdır. Bu məsələnin

həlli üçün iki üsul mövcuddur. tH

∂∂ -nın hesablanması

üçün istifadə olunan üsullardan biri (220) və (221) tənliklərinin həllinin bir-başa kömpyüter proqramları

403

vasitəsilə həyata keçirilməsidir. Bu halda tH

∂∂ üçün

differensial tənlik sonlu-fərq formasında yazılmalıdır. Buna (220) tənliyi nümunəsində baxaq. Bu tənliyi tsδδ -yə vuraq

və qəbul edək ki, qtt

H=

∂∂

δ , ( ) FtsA =Ω δδ 2 .

Onda Laplas operatorunu i, j nöqtəsi üçün beşnöqtəli sxemdə yazmaq olar:

( )21111 4

sjijijijiji

ij δ,,,,, Φ−Φ+Φ+Φ+Φ

=Φ∆ +−+− . (224)

q -nın müəyyən olunmsı üçün aşağıdakı sonlu-fərq tənliyini almaq olar:

ijjijijijiji Fqqqqq =−+++ +−+− ,,,,, 41111 . (225)

Əgər H-ın başlanğıc qiymətləri nl nöqtələrində verilibsə, onda bu tənlik indeksləri ;3,...,3,2 −= ni 3,...,3,2 −= lj olan nöqtələr üçün həll olunacaq. Sərhəd şərtləri kimi indeksləri

2,1,1,0 −−= nni və 2,1,1,0 −−= llj nöqtələrində 0=q qəbul edilir, yəni:

021102110 ======== −−−− liliiijnjnjj qqqqqqqq ,,,,,,,, . (226) Bu tənliyi və sərhəd şərtlərini ( )( )44 −− ln sayda xətti

cəbri tənliklər sistemi kimi yazmaq olar və naməlum kəmiyyət kimi ( )( )44 −− ln kəsişmə nöqtələrində q -nın qiymətləri hesablanacaq.

Böyük sayda naməlum kəmiyyətləri olan tənliklər sis-

404

temi iterasiya üsulu ilə həll edilir. tH

∂∂ -nın hesablan-

masından sonra növbəti vaxt momenti üçün H-ın qiymətlərini almaq lazımdır. Buna görə törəmələr üçün sonlu-fərq üsulları istifadə edilir və onların köməyi ilə aşağıdakı ifadələr alınır:

tt

HHHt

ttt δδ

∂∂

+=+ , (227)

və ya

tt

HHHt

tttt δδδ

∂∂

+= −+ 2 , (228)

(227) düsturu t vaxta görə birtərəfli fərq, (228) isə mərkəzi fərq üsulu vasitəsilə alınırlar. H-ın hər bir növbəti

tδ vaxtında qiymətlərini tapmaq üçün müvafiq hesab-lamalar yenidən təkrarlanır. Hesablamalar bir addıma görə yerinə yetirildikdə H-ın proqnostik qiyməti bütün nl nöqtələri üçün yox, ancaq ( )( )66 −− ln nöqtələri üçün alınır. İkinci addımdan sonra proqnostik qiymətlər ancaq ( )( )1212 −− ln nöqtələri üçün alınacaq. Beləliklə, hər ad-dımdan sonra proqnozu tərtib olunan ərazinin sahəsi sürətlə azalır. Məsələn, əgər başlanğıc qiymətlər 26x22 kəsişmə nöqtəsində verilibsə, onda dörd hesablama addımından sonra proqnozu verilən ərazinin ölçüsü sıfıra bərabər olardı. Bu vəziyyətdən çıxmaq üçün, belə qəbul olunur ki, şəbəkənin kənar iki və ya üç sətir və sütunlarında H-ın qiymətləri bütün proqnoz dövrü üçün məlumdur. Təbii ki,

405

belə süni şərt proqnozların keyfiyyətinə mənfi təsir göstərəcək.

Meridiana görə 3000 km-ə qədər çatan böyük ərazi-lərdə proqnozun ədədi sxeminin istifadə olunmasında pro-yeksiya ilə əlaqədar xəritənin miqyasının dəyişməsini mütləq nəzərə almaq lazımdır. Göstərilən effektin nəzərə alınmasının ən sadə üsullarından biri alınan tənliklərə miqyas vuruğunun ( m ) daxil edilməsidir. Praktiki olaraq

ΩA üçün aşağıdakı ifadə alınar:

+∆−=Ω lH

lgmHA 2, . (229)

Bir sıra hallarda uzun zaman intervalında (təxminən bir sutka) proqnoz hesablanarkən hesablama dayanıqsızlığı hadisəsi yaranır, bu da proqnostik sahələri təhrif edir. Bu hadisəni «söndürmək» üçün səlisləşdirmə üsulundan istifadə olunur. Ən sadə halda səlisləşdirmə H -ın qiyməti üçün aparılır:

( )+++++= +−+− 111110 jijijijiijij HHHHHH ,,,,αα

( )111111112 +++−−+−− ++++ jijijiji HHHH ,,,,α . (230) burada: 0α , 1α , 2α –empirik üsulla seçilən parametrlər.

Bir cəhəti də qeyd etmək lazımdır ki, məhdud ərazi üzrə proqnoz hesablanarkən, hesablama sahəsinin sər-hədlərinin yerinin seçilməsi məsələsi vacibdir. Digər bəra-bər şəraitdə, hesablama sahəsinin sərhədlərinin meteoroloji elementlərin az dəyişkənli sahəsindən keçməsi arzu

406

olunandır, belə ki, sərhədlərdə axtarılan kəmiyyətin qiymətləri sabit götürülür. Bu hal proqnozların xətalarının 20%-ə qədər artmasına gətirib çıxarır. Sərhədlərdə belə yalançı şəraitin təsirini proqnozlaşdırılan elementlərin dəyişkənliyinin iqlim qiymətlərindən istifadə etmək yolu ilə azaltmaq olar.

Birsəviyyəli kvazigeostrofik modellər 1950-ci illərdə geniş tətbiq olunmuşdur. 1960-ci illərdən başlayaraq onlar daha mükəmməl kvazisolenoidal və çoxsəviyyəli kvazigeostrofik modellərlə, sonralar isə tam tənlikləri əhatə edən modellərlə əvəz olunmağa başlanmışdır. 1970-1980-ci illərdə və sonralar birsəviyyəli kvazigeostrofik modellərdən ancaq köməkçi qismində istifadə olunur.

§ 74. Qısamüddətli proqnozların çoxsəviyyəli

model tənliklərinin həlli prinsipləri

Məlumdur ki, bir sıra səbəblərə görə havanın proqnozu məsələləri hidrotermodinamika tənliklərinin birbaşa inteqrallama yolu ilə həll edilə bilməz. Qarşıya qoyulan məsələləri həll etmək üçün bu tənliklər elə formaya gətirilməlidir ki, havanın formalaşmasının fiziki proseslərini dəqiq təsvir etsin və bunlarla bərabər, əhəmiyyətsiz detallardan azad olsun.

Bunlara əsaslanaraq havanın qısa- və uzunmüddətli proqnozlarının hazırlanmasında çoxsəviyyəli modellərdən müvəffəqiyyətlə istifadə olunur. Burada isə onların

407

tənliklərinin həlli prinsiplərinə baxılır. Qısamüddətli proqnozlarda istifadə olunan σ-koordi-

nat sistemindəki modellər. Atmosferi müxtəlif hava kütləli təbəqələrə böldükdə, müəyyən çətinliklər yaranır. Belə bölünmələr hər hansı bir spesifik xassələrə malik olan at-mosfer təbəqələrinin nəzərə alınmasında lazımdır. Məsələn, belə təbəqələrə izotermiyaya malik olan stratosferi, temperaturun nisbətən az və ya çox sabit şaquli qradiyenti olan troposferi, planetar sərhəd təbəqəni və s. aid etmək olar. Bu mənada σ-koordinat sistemi daha əlverişlidir.

Amerika Milli Meteorologiya mərkəzinin hazırladığı çoxsəviyyəli proqnoz modelinə baxaq. Bu model F.Q.Şuman və B.Hovermeyl tərəfindən işlənmişdir.

Burada atmosfer dörd əsas təbəqəyə, yəni troposferə, stratosferə, planetar sərhəd təbəqəyə və sabit potensial temperaturlu təbəqələrə bölünür (bax şəkil 96).

Hər bir təbəqə üçün özünün koordinatları daxil edilmişdir:

iH

i

pppp

−−

=σ , (231)

burada: Hp - baxılan təbəqənin kvaziüfüqi aşağı səthində təzyiq, ip -təbəqənin yuxarı səthində təzyiq (şəkil 96).

σ=const şərtinin köməyi ilə troposfer daha üç, stratosfer isə iki səviyyəyə bölünür. Beləliklə, atmosfer Yerin səthini, planetar sərhəd təbəqəsinin yuxarı sərhəddini, tropopauzanı və sıfır təzyiqli səthi də daxil

408

etməklə cəmi səkkiz səviyyəyə bölünür.

Şəkil 96. ABŞ-ın milli meteorologiya mərkəzinin atmosferin

proqnostik modelinin şaquli strukturu. Stereoqrafik proyeksiyalı xəritənin üstünə 600 enlikdə

381 km-lik addımı olan 2621 nöqtəli (53x57) şəbəkə daxil edilir (bax şəkil 97). Praktiki olaraq sərhəd şərtləri kimi aşağıdakılar qəbul olunmuşdur:

409

0=

∂∂

∂∂

=∂∂

=∂

∂=

σθτ p

nnnVVn . (232)

Bu şərt digər hava kütləsinin baxılan şəbəkəyə daxil ol-mamasını göstərir.

410

Şəkil 97. ABŞ-ın milli meteorologiya mərkəzində hazırlanmış atmosferin proqnostik modelindəki şəbəkənin nöqtələri.

Turbulent özülülük qüvvələri ancaq sərhəd təbəqəsində

nəzərə alınır və təxmini olaraq aşağıdkı düsturlarla hesablanır:

( ) uvuCp

gF Dx ⋅+=2122

1

1

δρ , (233)

( ) vvuCp

gF Dy ⋅+=2122

1

1

δρ , (234)

burada: 1ρ -dəniz səviyyəsində havanın sıxlığı; mbarp 501 =δ ; DC – empirik üsulla seçilən əmsal.

Bütün istilik axını növlərindən ancaq okean səthindən sərhəd təbəqəyə turbulent istilik axını nəzərə alınır və təxminən aşağıdakı kimi hesablanır:

( )Θ−=Θ

wp

TKTc

ερ

1 , (235)

burada: wT -okean səthinin temperaturu; Θ -bu sahədə

havanın potensial temperaturu; K≈10-4 san-1 -empirik üsulla seçilən əmsal.

Proqnostik model üçün başlanğıc məlumatlar iki mər-hələdə hazırlanır. Birinci mərhələdə ədədi təhlil aparılır və nəticədə şəkil 96-da göstərilən səkkiz bucaqlı əraziyə daxil olan nöqtələr üçün əsas izobarik səthlərin hündürlüklərinin, həmçinin buradakı temperaturların qiymətlərini alırlar. Səkkizbucaqlıya daxil olmayan nöqtələr üçün

411

geopotensialın və temperaturun qiymətləri iqlim məlumatlarına əsasən götürülür. İkinci mərhələdə göstərilən nöqtələrdəki başlanğıc qiymətlərə görə xüsusi interpolyasiyanın köməyi ilə σ-koordinat sistemindəki səthlər üçün meteoroloji elementlərin müvafiq qiymətləri tapılır. Bu vaxt tropopauzanın hündürlüyünün xüsusi təhlili aparılır. Bu model proqnozun bir neçə gün qabağa hesablanmasına imkan verir.

§ 75. Uzunmüddətli proqnozlarda istifadə olunan

çoxsəviyyəli modellərin işlənməsi prinsipləri Havanın uzunmüddətli proqnozları üçün nəzərdə

tutulan atmosfer modelləri uzun müddət ərzində atmosfer sirkulyasiyasının ümumi cizgilərini düzgün təsvir etməlidirlər.

Bunlara görə də, atmosferin sirkulyasiyasının hidro-dinamiki modellərinin işlənməsinə xüsusi diqqət yetirilir. Bu tədqiqatlarda xarakterik cəhətlər aşağıdakılardır:

1) uzun müddət üçün qeyri-xətti tənliklərin inteqrallaşdırılmasına imkan verən dayanıqlı hesablama sxemlərinin yaradılması;

2) atmosfer sirkulyasiyasını qidalandıran enerjinin xarici mənbələrinin daha dəqiq təsvir edilməsi.

İndi isə atmosfer sirkulyasiyasının doqquzsəviyyəli modelinə baxaq. Bu model 10 ilə yaxın müddətdə

412

C.Smaqorinski, S.Manabe, C.Hollaley, K.Miyakoda tərəfindən əvvəlcə ABŞ-ın Priston Universitetində, sonra isə ABŞ-ın Hava bürosunun geofiziki hidrodinamika laboratoriyasında işlənilmişdir.

Burada başlanğıc tənliklər qismində hidrotermo-dinamikanın tam tənlikləri istifadə olunur. Onlarda turbulent özülülük və qeyri-adiabatiklik nəzərə alınır. Bu tənliklər, kartoqrafik proyeksiyadan istifadə etməklə, σ-koordinat sistemində divergent formada yazılır.

Yer səthi üzərində hərəkətin miqdarının, istiliyin və rütubətin şaquli axınları aşağıdakı kimi verilir:

hhhs VVCρτ −= , (236)

χσρ hs

hphsTTVCcH −

= , (237)

( )( )hshhs rTrVCQ −= ρ . (238)

burada: C -müəyyən bir əmsal; h -aşağı (yerətrafı) təbəqənin hündürlüyünə aid olan kəmiyyətlər ifadə olunub ( )pcRh =≈ χ m, 75 .

Yer səthində (quruda) istilik balansı belə qəbul edilir: ( ) ssss QHTGSA χσ ++=+− 41 . (239)

Bu tənlikdə torpaqla istilik mübadiləsini nəzərə alan üzv yazılmayıb. Hidrotermodinamika tənliklərinin ədədi inteqrallanması üçün atmosferdə doqquz səth seçilir (bax

413

şəkil 98).

Şəkil 98. C.Smaqorinskinin və başqalarının

sirkulyasiya modelində atmosferin şaquli strukturu. Burada σ koordinatlarının qiymətləri belə hesablanır:

414

).,...,,( 921

9123

1812 2

=

−

−

−

=

k

kkk σ

(240)

Sərhəd şərtləri kimi aşağıdakılar qəbul olunur: 0=σ və 1=σ olduqda, .0=σ

Bunlardan başqa, atmosferin yuxarı sərhəddində 0=σ və Yer səthində .1=σ Tənliklər sisteminin həlli ya Şimal yarımkürəsi, ya da bütün Yer kürəsi üçün aparılır.

Birinci halda tənliklər sonlu-fərq formasında ste-reoqrafik proyeksiyalı xəritələrin səthləri üçün yazılır. Bu vaxt bütün yarımkürəni əhatə edən düzbucaqlı şəbəkə nöqtələri daxil edilir. Şəbəkənin addımı müxtəlif ola bilər. Variantlardan birində o qütbdə 640 km, digərində isə 320 km-dir. Onda yarımkürədə 5025 nöqtə alınır. Ekvator üçün isə şərt qoyulur ki, buradan yarımkürəyə hava keçmir, yəni

.0=nV İkinci halda tənliklərin həlli bütün Yer kürəsi üzrə

sferik koordinat sistemində yazılır və coğrafi enliyə və uzunluğa görə addım 20 təşkil edir. Onda Yer kürəsində nöqtələrin sayı 9216 olacaqdır.

İstilik axınlarının getməsinin və gəlməsinin hesablan-masında okean səthinin temperaturu, qar örtüyünün sərhəddi və buludluq iqlim məlumatlarına görə orta çoxillik qiymət alırlar.

Bu model tək atmosfer sirkulyasiyasının tədqiq olun-ması üçün yox, həm də Şimal yarımkürəsi üzrə müxtəlif

415

meteoroloji elementlərin proqnozunun verilməsi üçün də istifadə edilmişdir.

Havanın uzunmüddətli proqnozunda istifadə olunan digər bir model isə A.Kasaxara və U.M.Vaşinqtonun atmosferin sirkulyasiyası altısəviyyəli modelidir.

Bu model ABŞ-ın atmosfer tədqiqatlarının milli mər-kəzində hazırlanmışdır. Onun şaquli strukturu şəkil 99-da verilmişdir.

Şəkil 99. A.Kasaxara və U.M.Vaşinqtonun sirkulyasiya

modelində atmosferin şaquli strukturu.

416

Rütubətin daşınması tənliyi də daxil olmaqla, hidro-termodinamika tənlikləri z-in şaquli koordinat kimi sax-lanılması şərti ilə sferik koordinat sistemində yazılırlar. Bu vaxt tənliklərə turbulent özülülüyü və qeyri-adiabatikliyi nəzərə alan üzvlər daxil edilir. Oroqrafiyanın nəzərə alınması atmosferin aşağı sərhəddində z=ζ, w=ws=v•∇ζ olduqda sərhəd şərti vasitəsilə həyata keçirilir. Atmosferin yuxarı sərhəddində (zT=18 km) ω=0 qəbul olunur. Şəbəkənin addımları δλ=δϕ=50, δz=3 km, vaxta görə isə 6 dəqiqə təşkil edir. Verilən xarici parametrlərə və istənilən başlanğıc şərtlərinə görə inteqrallama 100 günə qədər dayanıqlı nəticələr verir. Hər-hansı bir aya müvafiq olan atmosfer hərəkətlərinin həqiqətə uyğun şəkli təxminən 80 gün keçdikdən sonra alınır. Bu modelin köməyi ilə oroqrafiyanın təsiri çox dəqiq (aydın) göstərilmişdir. Məsələn, oroqrafiya nəzərə alınmayan variantda 41-dən 70-ci günə qədər Sibir-Hind okeanı zonasında hərəkət sahəsi həqiqətə uyğun olmamışdır. Bu variantda Sibirin soyuq ərazisi ilə Hind okeanının isti ərazisi arasında güclənmiş mübadilə yaranırdı. Himalay-Tibet dağ sistemlərinin nəzərə alınması göstərilən iki ərazi arasındakı mübadilənin zəifləməsinə və sibir maksimumunun güclənməsinə gətirib çıxarmışdır.

Sonda qeyd etmək lazımdır ki, atmosfer sirkulya-siyasının ədədi modelləri nəinki havanın uzunmüddətli proqnozları məqsədləri, həm də bir sıra tətbiqi məsələlərin

417

həlli üçün faydalıdır.

418

İSTIFADƏ OLUNAN ƏDƏBIYYAT

1. Astapenko P.D., Baranov İ.M., Şvarev İ.M. i dr.

Aviaüionnaə meteoroloqiə. –M.: İzd-vo «Transport».-1979. -263 s.

2. Aötov D.X., Kuliev Q.İ., Muxtarov P.Ş. Nadejnostğ i bezopasnostğ upravleniə vozduşnım dvijeniem. –Baku. –izd-vo «Sada». – 2004. – 55 s.

3. Baranov A.M., Qubiüın Q.A., İoffe M.M., Kriulenko E.L., Lisodet V.N. Aviaüionnaə meteoroloqiə. –M.: Voenizdat. -1971. – 344 s.

4. Baranov A.M., Lehenko Q.P., Belousova L.Ö. Aviaüionnaə meteoroloqiə i meteoroloqiçeskoe obespeçenie poletov. –M.: Transport. –1993. –287 s.

5. Baydal M.X., Neuşkin A.İ. Termodinamiçeskiy rejim i soprəjennostğ mejdu Severnoy Atlantikoy, atmosfernoy üirkuləüiey i poqodoy. –Obninsk. – 1994. –284 s.

6. Baydal M.X., Xanjina D.Q. Mnoqoletnəə izmençivostğ makroüirkuləüionnıx faktorov klimata. –L.: Qidromete-oizdat. –1986. –104 s.

7. Bauman İ.A., Kondratoviç K.V., Saviçev A.İ. Praktikum po dolqosroçnım proqnozam poqodı. –L.: Qidrometeoizdat. –1979. –104 s.

8. Belov P.N. Çislennıe metodı proqnoza poqodı. –L.: Qid-rometeoizdat. –1975. –392 s.

9. Belov P.N., Borisenkov E.P., Panin B.D. Çislennıe metodı

419

proqnoza poqodı. –L.: Qidrometeoizdat. –1989. – 355 s. 10. Qandin L.S., Dubov A.S. Çislennıe metodı kratkosroçnoqo

proqnoza poqodı. –L.: Qidrometeoizdat. –1968. –428s. 11.Qandin L.S., Danoviç A.M., Liberman Ö.M., Repinskaə

R.P. Praktikum po çislennım metodam proqnoza poqodı. –L.: Qidrometeoizdat. –1978. –216s.

12.Qirs A.A., Kondratoviç K.V. Metodı dolqosroçnıx proq-nozov poqodı.–L.: Qidrometeoizdat. –1978. –343s.

13.Quliyev H.İ., Cuvarov R.P. Aviasiya meteorologiyası (Aviasiya hava xəritələri vasitəsilə uçuşların meteoroloji şəraitinin qiymətləndirilməsi). – Bakı. –2007.

14.Dımnikov V.P., Filatov A.N. Ustoyçivostğ krupnomasştab-nıx atmosfernıx proüessov. –L.: Qidrometeoizdat. –1990. –236 s.

15.Zverev A.S. Sinoptiçeskaə meteoroloqiə. –L.: Qidrometeo-izdat. – 1968. –774 s.

16.Zverev A.S. i dr. Kurs meteoroloqii (fizika atmosferı). –L.: Qidrometeoizdat. –1951. –888 s.

17.İvanov V.X., Litvinov V.İ. Sinoptiçeskaə i aviaüionnaə meteoroloqiə. –Çastğ I. – M.: Voenizdat. – 1985. -472s.

18.Kaçurin L.Q. Fiziçeskie osnovı vozdeystviə na atmosfernıe proüessı. -L.: Qidrometeoizdat. –1990. –463 s.

19.Mədət-zadə Ə.A. Abşeronun hava növləri və iqlimi. - Bakı. – Az.SSR EA nəşr. 1960. 295 s.

20.Matveev L.T. Kurs obhey meteoroloqii. Fizika atmosferı –L.: Qidrometeoizdat. –1984. –639 s.

21.Monitorinq obhey üirkuləüii atmosferı (Severnoe

420

poluşarie).-Bölletenğ (1991-1995). – Obninsk. 1997. –134s.

22.Paşayev A.M., İbrahimov Z.A. Fizika kursu. –Bakı. – «Araz» nəşr., 2001., -612 s.

23.Paşayev A.M., Məmmədov Q.Ş., Quliyev H.İ., Əhmədov İ.H. Aeronaviqasiyada kartoqrafik proyeksiyalar. – Bakı: «Nafta-Press» nəşr., 2006. -304 s.

24.Pinus N.Z., Şmeter S.M. Agroloqiə. –L.: Qidrometeoizdat. –1965. –351 s.

25.Pokrovskaə T.V. Sinoptiko-statistiçeskie i qeliofiziçeskie dolqosroçnıe proqnozı poqodı. –L.: Qidrometeoizdat. –1969. –254 s.

26.Rukovodstvo po mesəçnım proqnozam poqodı. –L.: Qid-rometeoizdat. –1972. –365 s.

27.Spravoçnik pilota i şturmana qrajdanskoy aviaüii. –M.: Transport. 1988. –320 s.

28.Sultanov V.Z., Kuliev Q.İ., Muxtarov P.Ş. Orqanizaüiə upravleniə vozduşnım dvijeniem. – Baku. – İzd-vo «Sada». – 2005. – 270 s.

29.Fizika verxney atmosferı /Pod red. L.A.Kataseva i Ö.K.Çasovitina/.–M.: Qidrometeoizdat. –1983. –139s.

30.Xrqian A.X. Fizika atmosferı. –L.: Qidrometeoizdat. –1986. –243 s.

31.Xromov S.P. Meteoroloqiə i klimatoloqiə dlə qeoqrafiçeskix fakulğtetov. –L.: Qidrometeoizdat. –1983. –455 s.

32.Şixlinskiy G.M. Teplovoy balans Azerbaydjanskoy SSR. –

421

Baku. – İzd-vo «Glm». – 1969. – 201 s. 33.Şubayev A.P. Ümumi yerşünaslıq. – Bakı. – «Maarif» nəşr.

– 1986. – 452 s. 34.Allan R.J., Nicholls N., Butterworth I.J. Further Extension

of the Tahiti-Darwin SOI, Early ENSO and Darwin Pres-sure // J.Climate. –1991. V.4.2, P.743-749/

35.WMO WDCGG DATA REPORT. GAAW DATA, v.IV, Greenhouse Gases and other atmospheric Gases, WDCGG N7, March 1995, Published by the Japan Meteorological Agency, 250r.

422

MÜNDƏRICAT

Giriş ........................................................................................3

I fəsil. Atmosfer proseslərinin fiziki əsasları haqqında ümumi anlayış ............................................................... 7 §1. Meteorologiyanın tədqiqat obyekti olan atmosfer proseslərinin xüsusiyyətləri .................................................7 §2. Atmosferdəki fiziki proseslərin tədqiqinin əsas istiqamətləri ........................................................................9 §3. Atmosfer proseslərinin tədqiqi üsulları .............................. 15 §4. Atmosferin fizikası problemlərinin tədqiqinin qısa tarixi ........................................................................ 19 II fəsil. Yer kürəsinin atmosferi haqqında ümumi məlumatlar .................................................. 29 §5. Atmosferin sərhəddi və qaz tərkibi ..................................... 29 §6. Atmosferdə ozon................................................................ 32 §7. Atmosferdə su buxarı ......................................................... 39 §8. Atmosferdə karbon qazı .................................................... 42 §9. Atmosferin quruluşu ......................................................... 44 §10. Atmosferdə suyun faza keçidlərinin xüsusiyyətləri .......... 55 §11. Su buxarının atmosferdə kondesasiyası haqqında ümumi məlumat .............................................................. 57 §12. Quru və rütubətli havanın hal tənlikləri ........................... 62 III fəsil. Atmosferin istilik və təzyiq rejimlərinin xüsusiyyətləri .......................................................... 66 §13. Sərbəst atmosferdə temperaturun şaquli paylanması ........ 66 §14. Troposferdə temperatur inversiyaları ............................... 68

423

§15. Yer kürəsi üzrə istilik enerjisinin paylanmasının qeyri-bərabərliyi ............................................................ 75 §16. Atmosferdə istilik axınları ............................................... 77 §17. Turbulent atmosferdə istiliyin axıb gəlməsi tənliyi .......... 82 §18. Atmosfer təzyiqinin hündürlükdən asılılığı...................... 91 IV fəsil. Havanın rütubətliyi və buludların əmələ gəlməsinin fiziki əsasları .......................................................... 96 §19. Havanın rütubətliyinin dövranı haqqında ümumi anlayış................................................................ 96 §20. Turbulent atmosferdə su buxarının daşınması tənliyi............................................................................. 98 §21. Buludların əmələ gəlməsinə təsir edən atmosfer prosesləri ...................................................................... 100 §22. Havada su zərrəciklərinin kondensasiya yolu ilə böyüməsi ..................................................................... 103 §23. Buludlarda hissəciklərin iriləşməsi ................................ 107 §24. Buludların təbii kristallaşması ...................................... 111 V fəsil. Atmosferdə hava axınları ....................................... 116 §25. Hava axınlarının əmələ gəlməsinin səbəbləri ................ 116 §26. Turbulent atmosferin hərəkət tənlikləri.......................... 122 §27. Relyefin hava axınlarına təsiri ...................................... 125 §28. Geostrofik külək və onun hündürlüyə görə dəyişməsi.........127 §29. Həqiqi küləyin geostrofik küləkdən meylliyi ................ 132 §30. Atmosfer turbulentliyinin əmələ gəlməsi mexanizmləri .............................................................. 133 §31. Turbulentlik əmsalının məkan-zaman dəyişməsi .......... 134

424

§32. Təyyarələrin silkələnməsini şərtləndirən turbulentliyin inkişafının xüsusiyyətləri ....................... 137 §33. Şırnaq axınları, onların əsas parametrləri və növləri ........... 139 §34. Şırnaq axınlarında turbulentlik ..................................... 143 VI fəsil. Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının əsas xarakteristikaları................................................... 146 §35. Atmosfer hərəkətləri haqqında ümumi məlumatlar ........ 146 §36. Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının əsas qanunauyğunluqları ..................................................... 148 §37. Atmosfer sirkulyasiyasının ümumi sxemləri.................. 152 §38. Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının xarakterini təyin edən əsas amillər .................................................. 158 §39. Atmosferin enerji balansının xarakteristikaları .............. 183 §40. Atmosferdə hərəkət miqdarının balansı ......................... 192 VII fəsil. Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının monitorinqi ......................................................... 196 §41. Atmosfer sirkulyasiyasının intensivliyi.......................... 196 §42. Atmosfer sirkulyasiyasının kvaziikiillik dövrlüyü.......... 199 §43. El-Ninyo- Cənub tərəddüdü........................................... 202 §44. Şimali Atlantika tərəddüdü ........................................... 206 §45. Atmosferin zonal küləklərinin impuls momenti ............. 208 §46. Yer kürəsinin fırlanması sürəti və onun qütblərinin hərəkəti ........................................................................ 212 §47. Sərbəst atmosferin temperaturunun dəyişməsi ............... 216 §48. Planetar yüksək cəbhə zonası ........................................ 220 §49. Atmosferin hərəkət mərkəzləri ...................................... 226 §50. Bloklaşdırıcı antisiklonlar ............................................. 229

425

§51. Atmosfer sirkulyasiyasının parametrləri ilə xarici amillər arasında əlaqələr............................................... 237 VIII fəsil. Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının sinoptik üsulla tədqiqi...................................................... 243 §52. Sinoptik meteorologiyada istifadə olunan hava xəritələri ...................................................................... 243 §53. Sinoptik təhlilin ümumi prinsipləri ............................... 247 §54. Atmosferin ümumi srkulyasiyasının struktur elementlərinin qısa təhlili ............................................ 250 §55. Sinoptik vəziyyətin proqnozunun tərtibinin əsas məsələləri...................................................................... 265 §56. Siklon və antisiklonların inkişafının və yerdəyişmə- lərinin nəzəriyyələri .................................................... 269 §57. Sinoptik proseslərin çoxillik dəyişmələri ...................... 279 §58. Makrosinoptik proseslərin sxematik təsviri xəritələri ..........289 §59. Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının iqlim xarakteristikaları ......................................................... 287 IX fəsil. Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının tədqiqinin makrosirkulyasiya üsulu ...................................... 296 §60. Şimal yarımkürəsi üçün atmosfer sirkulyasiyasının indeksləri ..................................................................... 296 §61. Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının növləri ................. 305 §62. Atmosfer sirkulyasiyasının formaları ............................ 312 §63. Şimal yarımkürəsində atmosfer sirkulyasiyasının formasının əsas xarakteristikaları ................................. 320 §64. Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının çoxillik tərəddüdləri................................................................... 326

426

§65. Sirkulyasiya dövrlərinin yaranmasının əsas səbəbləri..........332 §66. Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının qanunauy- ğunluqldarının havanın uzunmüddətli proqnozları məsələlərində istifadə edilməsi prinsipləri ...................... 334 X fəsil. Atmosferin ümumi sirkulyasiyasının hidrodinamiki üsulla tədqiqinin əsasları ............... 342 §67. Məsələnin qoyuluşu ...................................................... 342 §68. Hidrotermodinamikanın tam tənlikləri........................... 345 §69. Hidrotermodinamika tənliklərinin həllində istifadə olunan sadələşdirmələrin təsnifatı................................. 349 §70. Hidrotermodinamika tənliklərinin həllində istifadə olunan koordinat sistemləri .......................................... 353 §71. Hidrotermodinamika tənliklərinin həlli üçün başlanğıc və sərhəd şərtlərinin verilməsi....................... 366 §72. Hidrotermodinamika tənliklərinin həllində istifadə olunan hesablama sxemlərinin ümumi prinsipləri .......... 376 XI fəsil. Havanın proqnozu məsələlərinin həllində istifadə olunmuş ədədi modellərin qısa təhlili ..... 391 §73. Qısamüddətli proqnozların birsəviyyəli modellərin tənliklərinin həlli prinsipləri........................ 391 §74. Qısamüddətli proqnozların çoxsəviyyəli model tənliklərinin həlli prinsipləri .......................................... 397 §75. Uzunmüddətli proqnozlarda istifadə olunan çoxsəviyyəli modellərin işlənməsi prinsipləri ............... 402

İstifadə olunan ədəbiyyat.................................................... 408

427

Azərbaycan MEA-nın həqiqi üzvü, fizika-riyaziyyat elmləri doktoru, professor

Arif Mircəlal oğlu Paşayev

Coğrafiya elmləri namizədi, dosent Hacıağa İmanqulu oğlu Quliyev

Coğrafiya elmləri namizədi Surxay Həsən oğlu Səfərov

ATMOSFER PROSESLƏRININ FIZIKI ƏSASLARI

Bakı – 2007

Nəşriyyatın direktoru: Hafiz Abıyev Kompüter tərtibçisi: Qabil Xeyrullaoğlu Korrektoru: Zenfira Manaf qızı Bədəlova Operator: İradə Həsənli

Çapa imzalanmışdır: 17.08.2007. Sifariş 21. Həcmi 26 ç.v. Formatı 84x108 1/32. Tirajı 500 nüsxə. Qiyməti müqavilə ilə.

Azərbaycan MEA Geologiya İnstitutu «Nafta-Press»

nəşriyyatının mətbəəsi. Bakı, H.Cavid pr. 29A. Tel.: 4393972